De Bewegende Aarde

advertisement
De Bewegende Aarde
Versie 2.0
Bij de voorkant
Rode draad va n De Bewegende Aa rde. Bron: naar
‘Understanding Ea rth, Grotzinger, Jordan, Press en
Si ever, 2005’. De nummers verwijzen naar de
hoofdstuknummers va n de module.
Colofon
De Module ‘De Bewegende Aarde’ is bestemd voor de lessen Natuur, Leven en Technologie (NLT). De module is op 12 juni
2008 gecerti ficeerd door de Stuurgroep NLT voor gebruik op het VWO i n domein C. Het certificeringsnummer va n de
module is X202-020-VC.
De module ‘De Bewegende Aa rde’ is gemaakt i n opdracht va n het Junior College Utrecht (www.jcu.uu.nl).
De module i s ontwikkeld door een ontwikkelteam onder l eiding va n dr. M.L. Kl oosterboer-van Hoeve (modulecoördinator)
met bi jdragen va n:
•
•
•
Uni versiteit Utrecht, faculteit Geowetenschappen
o Prof dr. R. Wortel
o dr. P. Mei jer
o dr. H. Pa ul ssen
o dr. H. de Bres ser
o dr. M. va n Bergen
o dr. A. va n den Berg
o T.S. va n der Voort
o L.P.M.N. va n La erhoven
Juni or College Utrecht
o dr. M.L. Kl oos terboer-va n Hoeve (modulecoördinator)
o dr. A.E. va n der Va lk (curriculumcoördinator)
o K.J. Ki evi et MSc (opmaak)
Pa rtnerscholen va n het JCU:
o Ba a rnsch Lyceum: drs. W. Theulings en drs. I. Rijnja
o Revi us Doorn: drs. J. Hillebrand
o Lei dsche Rijn College: drs. P. Duifhuis en drs. F. Valk
o Gooi s Lyceum Bussum: mw. M. Ra aijmaakers
Vers ie 2.0 geheel herzien door Li nde van Laerhoven
Voor deze module geldt een Creative Commons Naamsvermelding-Niet-commercieel-Gelijk
del en 3.0 Nederland Li centie
http://creativecommons.org/licenses/by-nc-sa/3.0/nl
Het a uteursrecht op de module berust bij de Universiteit Utrecht en het Junior College Utrecht.
Aa ngepaste versies va n deze module mogen alleen verspreid worden i ndien in de module vermeld wordt dat het een
a a ngepaste versie betreft, onder vermelding va n de naam van de auteur va n de wijzigingen.
De a uteurs hebben bij de ontwikkeling va n dit materiaal gebruik gemaakt va n materiaal va n derden. Waar dat is gebeurd, is
zo veel mogelijk de bron vermeld en gaat het, tenzij a nders vermeld, om een soortgelijke of ruimere licentie. Mocht er
onverhoopt toch materiaal zijn opgenomen waarvan de bronvermelding of licentie niet correct zijn weergeven, dan
verzoeken we u contact op te nemen met het Junior Col lege Utrecht.
De module i s met zorg s amengesteld. De Universiteit Utrecht aanvaardt geen enkele aansprakelijkheid voor enige s chade
voortkomend uit (het gebruik va n) deze module.
De module De Bewegende Aarde wordt ondersteund door het Bètasteunpunt Utrecht. Voor
vra gen over en met betrekking tot de module kun je terecht bij het Bètasteunpunt via
http://www.betasteunpunt-utrecht.nl/
Het Bètasteunpunt verzamelt opmerkingen en ervaringen va n zowel leerlingen als docenten
over deze module, en verbetert en houdt de module up – to – da te mede a an de hand va n
deze ervaringen en opmerkingen.
We wa arderen het zeer als u deze stuurt naar i [email protected]
Vers ie 2.0, 2014
De Bewegende Aa rde
Inhouds opga ve
Inhoudsopgave
Inhoudsopgave
1
Inleiding
3
Aansluiting bij de vakken op school
3
De opdrachten
4
Begrippen
4
Hoofdstuk 1. Basistheorie
5
1.1
Inleiding
6
1.2
Het gebruik van kaarten en de atlas
6
1.3
Soorten gesteenten
6
1.4
Dateren van gesteenten
Hoofdstuk 2. Plaattektoniek
10
16
2.1
De aanwijzingen voor de theorie van de plaattektoniek
18
2.2
De drie aanvullende stappen voor de theorie van de plaattektoniek
20
2.3
De opbouw van de Aarde
27
2.4
De motor van de bewegende platen
29
2.5
Soorten bewegingen bij de plaatgrenzen
29
2.6
Bewegingen midden op de platen
30
2.7
Het beschrijven van de plaatbewegingen
67
Hoofdstuk 3. Aardbevingen en Tsunami’s
33
3.1
Aardbevingsgolven
35
3.2
De relatie tussen plaattektoniek en aardbevingen
41
3.3
Het verloop van een aardbeving
45
3.4
De beweging van de platen bij een aardbeving
50
3.5
De sterkte (magnitude) van een aardbeving
53
3.6
Het verband tussen aardbevingen en tsunami’s
55
1
Inhoudsopga ve
Begrippenlijst De Bewegende Aarde
De Bewegende Aa rde
85
Keuzehoofdstuk 4. Vulkanen
aparte bijlage
Keuzehoofdstuk 5. Gebergtevorming
aparte bijlage
Keuzehoofdstuk 6. Convectie: de Aarde als warmtemotor
aparte bijlage
2
De Bewegende Aa rde
Inl ei di ng
Inleiding
De module ‘De Bewegende Aa rde’ is een NLT module voor 5/6 VWO. De rode draad (zie Figuur I, voorkant) is de theorie van
de pl aattektoniek. Hoofdstuk 1 i s een s oort gereedschapskist met materiaal dat a ardwetenschappers nodig hebben om de
Aa rde te bestuderen. Dit hoofdstuk moet je eerst doornemen voordat je verder gaat. In de rest va n deze module wordt er
va nui t gegaan dat je deze kennis hebt. In hoofdstuk 2 wordt de theorie va n de plaattektoniek uitgelegd, en i n hoofdstuk 3
komt een belangrijk gevolg van de bewegende Aarde, de a ardbevi ngen, aan de orde. Deze eerste drie hoofdstukken
vormen de basis va n deze NLT module. Je hebt de module afgerond als je deze 3 basishoofdstukken + één va n de
verdi epende keuzehoofdstukken (hoofdstuk 4 of 5) hebt afgerond. De stof uit de a ndere keuzehoofdstukken kan dan als
extra l esstof voor de leerlingen worden aangeboden of het kan als differentiatiemateriaal ti jdens va klessen worden
behandeld. Hoofdstuk 6 i s een optioneel hoofdstuk dat extra uitdaging biedt.
Aansluiting bij de vakken op school
Hoe s luit dit nu allemaal aan bij wat je tot nu toe op school hebt gehad? De s tudie va n de Aa rde is een i nterdisciplinair va k,
a l le bètavakken zi jn nodig om de processen in en op de Aarde te begrijpen. In deze module gebruiken we de theorie die
jul lie ti jdens de l essen wiskunde, natuurkunde of scheikunde hebben gehad en gaan daarmee verder. In de onderstaande
ta bel staat waar welk onderwerp aan bod komt. De rode draad, de theorie va n de plaattektoniek, is s tof die bij
a a rdrijkskunde behandeld wordt. Als je geen a ardrijkskunde hebt, of als het onderwerp geologie nog niet aan bod i s
gekomen, kan je deze module wel volgen. Je moet dan wellicht wel wat va ker de begrippenlijst die a chterin s taat gebruiken.
Aansluiting op het vervolgonderwijs
Deze module sluit a an bij de s tudie Aa rdwetenschappen. Veel va n de aspecten die in de bachelor va n deze studie worden
behandeld worden i n deze module ingeleid. De s tudie Aardwetenschappen bestaat uit verschillende onderzoeksrichtingen.
Na el k hoofdstuk wordt een overzicht gegeven over de onderzoeksrichting en het werkveld waar het hoofdstuk op a ansluit.
3
Inleiding
deze module
De Bewegende Aa rde
basistheorie
plaattektoniek
aardbevingen
vulkanen
opbouw van de aarde
vorming
vwo-leerstof
vakken
gebergte
wiskunde,
aardrijkskunde
natuurkunde,
aardrijkskunde
golven en trillingen
natuurkunde,
aardrijkskunde
scheikunde,
aardrijkskunde
wiskunde,
aardrijkskunde
natuurkunde
aardbevingen
magnetisme
globale opbouw
paleomagnetisme
aardmagnetische veld
reconstructie van
bewegingen
radioactief verval
ouderdomsbepaling
krachten
warmtebron
isostasie, bewegende
platen
aardbevingen
warmtebron in
bepaalde lagen
isostasie,
ontstaan van breuken
warmte en
faseovergangen
motor voor de
bewegende platen
wiskunde geometrie
berekeningen aan
bewegende platen
ontstaan magma
vloeibare en visceuze
lagen
berekeningen aan breuken
scheikunde
globale samen-
smeltdiagrammen
stelling
fase diagrammen
chemische evenwicht
samenstelling
verschillende lagen
soorten magma,
soorten gesteente
De opdrachten
De opdrachten zijn verdeeld in 4 s oorten:
De voorkennisopdracht wa a rbij gekeken wordt wat je voorkennis is. Hierbij wordt uitgegaan va n aanwezige kennis of
va a rdigheid.
De verwerkingsopdracht; er wordt een vra ag gesteld die direct gerelateerd is a an het stuk uitleg ervoor.
De toepassingopdacht, hi erbij ga je de theorie toepassen op een soortgelijk geval. Hierbij moet je dus niet alleen de
voorkennis hebben en de nieuwe theorie begrijpen maar ook toe kunnen passen.
De keuzeopdrachten, de opdrachten waarbij je echt de diepte in gaat.
Da a rnaast is er a an het eind va n i eder hoofdstuk een eindopdracht. Bij deze opdracht wordt nog eens s tilgestaan bij de
hoofdvragen die aan het begin va n het hoofdstuk gesteld werden. Hiermee test je wat je geleerd hebt, en geef je a an welke
ni euwe vra gen het hoofdstuk je hebben opgeleverd. Deze eindopdrachten kunnen ook gebruikt worden bij de toetsing.
Bi j de opdrachten kun je gebruik maken va n de a tlas, internet of Google Earth. Dit staat aangegeven met een A (a tlas), I
(i nternet) of een G (Google Earth).
Begrippen
Ook bi j a ardwetenschappen wordt er veel gebruik gemaakt va n allerlei va ktermen en begrippen. De woorden die
onderstreept zijn, staan achter in deze s yllabus met een uitleg erbij.
4
De Bewegende Aa rde
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
Hoofdstuk 1. Basistheorie
De hoofdvraag in dit hoofdstuk i s:
Hoe werken we met de basisgereedschappen van de aardwetenschappers; de
kaarten, de gesteenten en dateringen?
Deze hoofdvraag wordt in dit hoofdstuk behandeld aan de hand va n de volgende paragraafvra gen:
•
•
•
Hoe gebruiken we kaarten en de atlas? (1.2)
Wel ke soorten gesteenten zijn er? (1.3)
Hoe da teren we deze gesteenten? (1.4)
Doel: Het a a nleren va n va ardigheden die nodig zijn voor deze module (een ‘toolbox’)
5
Hoofds tuk 1. Basistheorie
1.1
De Bewegende Aa rde
Inleiding
Deze module gaat over de Bewegende Aarde. Voor het bestuderen va n de Aarde gebruiken a ardwetenschappers een aantal
technieken, die we eerst moeten introduceren.
Kaarten en de atlas (1.2): Om het overzicht te houden en te kijken waar processen plaatsvi nden maken we gebruik va n
ka a rten, de a tlas en i nternet. Hierover gaat paragraaf 1.2.
De gesteenten (1.3): Veel va n de i nformatie over de Aa rde halen we uit de gesteenten. In paragraaf 1.3 wordt een
i ntroductie gegeven welke drie groepen gesteenten er worden onderscheiden.
Dateren van gesteenten (1.4): Pl a a tbewegingen verlopen heel langzaam. Bij aardwetenschappen werken we niet met
ti jds chalen va n 30, of 100, of 1000 ja a r, maar i s het al snel miljoenen of zelfs miljarden ja ren. Hoe we de gesteenten
da teren wordt in deze paragraaf verder toegelicht.
1.2
Het gebruik van kaarten en de atlas
Voor het bestuderen va n de bewegende Aa rde s taan er veel kaartjes tussen de tekst, en wordt er ook regelmatig gebruik
ste
gema akt va n de a tlas. Als er s taat GB 174A (GB 162A) da n wordt er bedoeld kaart 174A va n de Grote Bosatlas 53 (tussen
ste
ha a kjes 52 ) druk. Bij veel opdrachten is het daarnaast goed om gebruik te maken va n Google Earth. Al s er bij opdrachten
i n i eder geval gebruik moet worden gemaakt van de atlas, i nternet of va n Google Earth staat dit a angegeven met een
hoofdletter A, I res p G.
Opdracht 1-1 (voorkennis opdracht): Waar komen aardbevingen en vulkanen voor?
A, I
Gedurende het volgen va n deze module ga je bijhouden waar vulkanen en aardbevingen voorkomen. In de verschillende
hoofdstukken zijn er opdrachten (bijvoorbeeld opdracht 3-3 en opdracht 4-1) waarbij je steeds weer deze kaart kan
gebruiken.
a. Pri nt de blanco wereldkaart uit en geef met potlood aan waar jij weet dat a ardbevingen en vulkanen voorkomen.
b. Zorg da t je ook kranten, www.earthweek.com en a ndere websites bijhoudt, teken de gebeurtenissen in en verzamel
de i nformatie over kracht, l ocatie, aantal slachtoffers en eventuele berichtgeving over welke maatregelen mensen
nemen om de schade door a ardbevi ngen en vulkanen te voorkomen of hun effect te verminderen (=hazard
ma nagement).
Opdracht 1-2 (voorkennis opdracht): Aardbevingen, vulkanen en gebergtes zoeken via Google Earth
G
a. Zoek de vul kanen en a ardbevi ngen uit opdracht 2-11 ook op vi a Google Ea rth.
Ti p: Gebruik bij het i nvullen va n de kaart voor a ndere opdrachten, zoals opdracht 3-3, ook s teeds Google Earth.
1.3
Soorten gesteenten
Veel van de informatie va n de processen i n en op de Aa rde halen we uit het gesteente. Grofweg zijn er 3 s oorten
ges teenten; s tollingsgesteente, s edimentair gesteente en metamorf gesteente (zie figuur 1-1).
1.3.1
Stollingsgesteente
Stol lingsgesteente i s gesteente dat zijn va ste vorm gekregen heeft door s tolling va n vl oeibaar materiaal, magma of l ava.
Onderscheid kan worden gemaakt tussen vulkanisch gesteente, dit stolt vl ak bij of aan het a ardoppervlak, en
di eptegesteente, dit stolt veel dieper onder het aardoppervlak.
Vul kanisch gesteente dat wordt gevormd bij s tolling aan het aardoppervl ak koelt relatief sneller a f dan gesteente wat diep
onder de grond stolt. Als de a fkoeling snel gaat is er weinig tijd voor kristalvorming en krijg je een gesteente met kleine
kri s tallen (een kristal is een homogene va ste s tof, begrensd door platte vl akken; het regelmatige uiterlijk is een gevolg va n
de regelmatige i nwendige rangschikking va n de atomen). Hoe meer ti jd en ruimte een s tof krijgt ti jdens het s tollingsproces
hoe meer en hoe grotere kristallen zich zullen vormen. Een voorbeeld va n een gesteente dat snel i s afgekoeld is basalt. Het
i s een zwart gesteente waar weinig tot geen op het oog herkenbare kristallen i n zitten. Het vormt bijvoorbeeld op de
zeebodem waar koud water de warmte va n gesteente snel wegvoert. Een voorbeeld va n een gesteente dat langzaam
a fkoelt is graniet. Dit dieptegesteente is door langzame a fkoeling diep onder het aardoppervlak gestold. Het heeft
vol doende tijd gehad voor het vormen va n grote kristallen, al is er va ak niet voldoende ruimte voor mooie kristalvormen. In
een gra niet zijn verschillende kristallen duidelijk herkenbaar; kwarts (doorzichtig), veldspaat (roze) en biotiet (zwart). De
bi otiet kristalliseert het eerst uit. Hiermee wordt bedoeld dat de biotiet a ls eerste kristallen vormt. Hierna kristalliseert
6
De Bewegende Aa rde
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
vel dspaat uit en als laatste vol gt kwarts. De
kwa rts vult dus de ruimte die nog over is.
Da a rom komt de vorm va n kwarts in graniet het
mi nst overeen met de kristalvorm die kwarts
a a nneemt als het langzaam kan kristalliseren en
het vol doende ruimte heeft.
De kenmerken va n s tollingsgesteente hangen
dus s terk a f va n de omstandigheid waaronder
het gestold is. Daarnaast hangt het af va n het
ba s ismateriaal waaruit het gevormd is, hierover
l eer je meer in de paragrafen 4.1 en 4.2. Bi j
s tol lingsgesteente zijn veel verschillende
ei genschappen mogelijk:
•
•
•
•
De di chtheid kan heel klein zijn
(pui msteen), of groot (basalt)
Het ka n mooie kristallen bevatten
(met na me bij dieptegesteente)
Het ka n metaalerts bevatten
Het ka n een glad, glasachtig uiterlijk
hebben (zoals vulkanisch glas, dat zo
s nel gestold is dat er geen kristallen
hebben kunnen vormen).
Voorbeelden va n s tollingsgesteente: basalt,
gra ni et, andesiet, puimsteen, tuf.
1.3.2
Figuur 1-1: De gesteentecyclus Stollingsgesteente (igneous rocks), sedimentairen metamorf gesteente.
Bron: commons.wikimedia.org.
Sedimentair gesteente
Sedi mentair gesteente i s gesteente dat is gevormd na transport en a fzetting (sedimentatie) va n l os materiaal (ontstaan
door verwering en daarna erosie). Transport en a fzetting kunnen plaatsvinden onder i nvloed va n wind (eolisch), zee
(ma ri en), rivi eren (fluviatiel) of ijs (glaciaal). Ma teriaal, bijvoorbeeld za nd, dat is a fgezet komt na verloop va n tijd onder
s teeds nieuwe l agen a fzettingen. Het verhardt l angzaam door de druk va n het erop liggende materiaal en zo ontstaat
s edimentair gesteente, zandsteen i n ons voorbeeld. Horizontale gelaagdheid en het voorkomen va n fossielen kenmerken
va a k het s edimentaire gesteente.
Ma teri aal dat diep i n de zee wordt a fgezet bestaat va ak uit kalkdeeltjes va n zeediertjes en een klein beetje klei; hier vormt
zi ch ka lksteen. In ondieper water en ri vieren komt meer zand voor en daaruit vormt zich za ndsteen.
Al gemene kenmerken va n s edimentair gesteente:
•
•
•
•
•
•
a fzonderlijke korrels kunnen herkenbaar zi jn (zandsteen)
voel t ruw a an, als schuurpapier
ka n fossielen beva tten
va a k dof uiterlijk
ka n gelaagd zijn
ka n kalk bevatten; met zoutzuur (HCl) kan je kalksteen onderscheiden va n a ndere s edimentaire gesteenten; a ls je
zoutzuur op kalksteen druppelt gaat dit gesteente bruisen.
Voorbeelden va n s edimentair gesteente: zandsteen, kalksteen, schalie (kleisteen), bruinkool.
1.3.3
Metamorf gesteente
Meta morf gesteente ontstaat door vera ndering va n s tollings- of s edimentair gesteente onder i nvloed va n hoge druk en
hoge temperatuur. Door de metamorfose wordt het materiaal heel compact, er kan daarnaast ook nog nieuwe gelaagdheid
onts taan. Deze gelaagdheid staat loodrecht op de druk. Dit is vergelijkbaar met een ballon die je tussen je handen probeert
pl a t te drukken; hij wordt i n de verticale richting l anger en de horizontale ri chting korter. Door de hoge druk en
temperatuur die horen bij metamorfose ontstaan er nieuwe mineralen, dit geeft dit gesteente va ak een mooie glans.
7
Hoofds tuk 1. Basistheorie
De Bewegende Aa rde
Meta morfose kan optreden op grotere diepte in de a ardkorst als gevolg va n de daar heersende hoge druk en temperatuur.
Ma a r metamorfose kan ook optreden als gevolg va n alleen hoge temperaturen. Dit komt voor i n de nabijheid va n magma
vl a k onder het oppervlak. Dit heet contactmetamorfose.
Al gemene kenmerken zijn
•
•
•
typi s che glans
typi s che gelaagdheid
a fzonderlijke korrels niet meer te herkennen.
Voorbeelden va n metamorf gesteente; marmer (uit kalksteen), leisteen (uit klei), kwartsiet (uit za ndsteen) en granietgneis
(ui t gra niet).
Opdracht 1-3 (toepassingsopdracht): Gesteentepracticum; wat hoort waar?
Va n je docent krijg je een a antal s tenen. Nummer ze en schrijf zoveel mogelijk eigenschappen ervan op. Denk aan kleur,
di chtheid, gelaagdheid, glad of juist korrelig en voorkomen van fossielen. Deel de stenen i n de drie hierboven a angegeven
groepen in en probeer er een naam a an te geven. Je moet in ieder geval een basalt, een graniet en een zandsteen bij naam
kunnen noemen.
8
De Bewegende Aa rde
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
Intermezzo koolstof
Kool stof komt veel voor i n de natuur. Bekende koolstofhoudende gesteentes zijn bruinkool en steenkool, beide onder
i nvl oed va n hoge druk en temperatuur gevormd uit organisch materiaal (plantenresten). Als mineraal komt koolstof voor i n
de vorm va n diamant en grafiet (en i n de vorm va n buckyballs (C60); deze vorm l aten we echter buiten beschouwing omdat
zi j ni et voorkomt in de natuur). De structuren va n grafiet en diamant verschillen s terk (zie figuur 1-2).
Di a mant wordt gevormd onder hoge druk, denk daarbij aan factor 109 Pa scal (GPa of GigaPascal). De normale luchtdruk i s
105 Pa (1 ba r of a tmosfeer), deze druk is dus tienduizend keer groter. In diamant (zie figuur 1-2a ) is elk koolstofatoom in een
dri edimensionaal rooster verbonden met vi er a ndere koolstofatomen. In feite vormt diamant op die manier één groot
mol ecuul. Het geheel vormt een doorlopend, stabiel rooster, dat in alle richtingen even s terk is en geen zwakke punten
heeft. De a tomen zijn met elkaar verbonden met covalente bindingen, dit zijn heel sterke bindingen. Het s meltpunt is dan
ook zeer hoog (3600oC). Het is daarnaast onoplosbaar en zeer hard. Omdat in diamant alle elektronen gebruikt worden i n
de bi ndingen is het een perfecte isolator.
In gra fiet (zie figuur 1-2b) liggen alle atomen i n zeshoekige ringen. Die ringen zi jn in een plat vl ak aaneen geschakeld, maar
tus s en de lagen bestaan alleen zwakke bindingen, de zogenaamde va nderwaalsbindingen.
Wa nneer je met een potlood s chrijft of mascara opsmeert, dan veeg je steeds laagjes weg, en verbreek je deze bindingen.
De a tomen vormen een vlak netwerk va n zeshoeken. Zo’n laag is weer één groot molecuul. Maar de a fstanden tussen die
l a gen i s ruim twee maal zo groot als de afstand tussen de koolstofatomen i n de laag met de zeshoeken. Gra fiet is een goede
el ektrische geleider va nwege veel 'losse' elektronen, en de dichtheid is slechts 2/3 va n die van diamant. Bij 10.000
a tmosfeer kun je van grafiet diamant maken.
Di a mant wordt dus gevormd onder hoge druk, bij l agere drukken ontstaat geen diamant maar gra fiet. Dat wil zeggen dat bij
l a ge druk (aan het a ardoppervlak) grafiet stabiel is, diamant niet! Diamant aan het aardoppervlak is metastabiel. Vergelijk
het ma ar met onderkoeld water va n –5oC. Wa nneer je vloeibaar wa ter heel voorzichtig afkoelt kun je het afkoelen tot
enkele gra den onder nul (Celsius) zonder dat het s tolt en ijs wordt. Bij water volstaat dan een kleine beweging om het
s tol len op gang te brengen. Bij diamant i s de energie om de faseovergang plaats te laten vi nden veel groter. Een diamant
heeft daardoor een levensverwachting die groter i s dan die va n de mens.
Bovenstaande geldt voor meer mineralen. Stabiel a an het aardoppervlak, bij 20oC en 1 a tmosfeer, zijn za nd en de mineralen
ui t kl ei (illiet, kaoliniet), metastabiel zijn bijvoorbeeld robijn en smaragd.
Figuur 1-2: Koolstofverbindingen van diamant (a) en grafiet (b).
9
Hoofds tuk 1. Basistheorie
1.4
De Bewegende Aa rde
Dateren van gesteenten
We l even nu i n het Holoceen, het jongste ti jdvak va n de geschiedenis va n de Aa rde, onderdeel va n het Cenozoicum (zie
fi guur 1-3). Het Precambrium is de periode va n 4.6 mi ljard jaar geleden (ontstaan va n de Aa rde) tot 542 mi ljoen jaar
gel eden. Van deze periode, die in figuur 1-3 weer onderverdeeld is in drie periodes, het Hadeïcum, het Archeïcum en het
Proterozoïcum, weten we weinig omdat er weinig gesteenten van gevonden zijn en omdat er alleen heel primitief l even
wa s waarvan weinig bewaard is gebleven. Na het Precambrium begon het Phanerozoïcum; de periode van het leven. Dit
wordt weer onderverdeeld in drie delen; het Paleozoïcum, het Mesozoïcum en het Cenozoïcum (zie figuur 1-3). Het
Pa l eozoïcum begon 542 mi ljoen jaar geleden en bestond uit het Ca mbrium, Ordovicium, Siluur, Devoon, Ca rboon
(s teenkoolafzettingen in Nederland) en Perm (zoutafzettingen in Nederland). Het Mesozoïcum begon 251 mi ljoen jaar
gel eden en bestond uit het Tri as, Jura en Kri jt. Dit was de periode va n de a mmonieten en de dinosaurussen. Vanaf 65
mi l joen jaar geleden begon het Cenozoïcum, i n deze periode kwamen de zoogdieren tot bloei. Het Cenozoicum kan verder
worden onderverdeeld i n het Tertiair en het Kwa rtair, het Kwartair wordt dan weer onderverdeeld i n Pl eistoceen en
Hol oceen. Dit Kwartair is een ti jdvak met veel afwisselingen va n glacialen (koude perioden) en i nterglacialen (warme
peri oden). Het Holoceen is het huidige interglaciaal. Als we aannemen dat de moderne mens ongeveer 200.000 ja a r
gel eden ontstaan is, in het Pleistoceen, dan zou dat, gerekend op de 12-urenklok va n figuur 1-3, gebeurd zijn om 11 uur, 59
mi nuten en 58,20 s econden oftewel 1,80 s econden voor twaalf.
Hoe komen aardwetenschappers nu tot een dergelijke ti jdsbepaling? De ouderdom va n de Aa rde wordt bepaald aan de
Figuur 1-3: De geologische geschiedenis van de Aarde weergegeven in een twaalf uurs klok Het Precambrium is hier onderverdeeld in
Proterozoïcum, Archeïcum en Hadeïcum.
Bron: www.vob-ond.be
ha nd va n twee s oorten dateringen; relatieve dateringen en a bsolute dateringen. Beide s oorten dateringen worden
hi eronder kort behandeld.
1.4.1
Relatieve dateringen
Rel atieve dateringen zijn dateringen waarbij je de volgorde waarin gebeurtenissen hebben plaatsgevonden aangeeft.
Methodes die hieronder va llen zi jn bijvoorbeeld:
•
•
10
Superpositie: de diepst liggende gesteentelaag i s de oudste.
Fos sielen: resten va n planten en dieren in gesteenten; fossielen zijn va ak kenmerkend voor een bepaalde periode.
De Bewegende Aa rde
•
•
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
Pa l eomagnetische omkeringen: hierover l eer je meer in hoofdstuk 2.
As tronomische ti jdschaal: deze datering maakt gebruik va n kleine veranderingen i n de baan va n de Aa rde om de
zon. De wiskundige Milankovi ć berekende deze verschillen en je kunt ze terug vi nden in het gesteente.
Opdracht 1-4 (verwerkingsopdracht): Hoeveel tijd heb je nodig om 300 meter klei af te zetten?
Veel fijne klei s edimenten worden a fgezet met een s nelheid va n ongeveer 1 centimeter per 1000 ja ar. In de ondergrond van
Nederland zi t een dik pakket klei, onderdeel va n de Rupel Formatie, die op sommige plaatsen meer dan 300 meter dik i s.
a. Al s je geen rekening houdt met i nklinking of ontwatering, hoe lang duurt het dan tot je een pakket hebt met een dikte
va n 300 meter?
b. Al s je wel rekening houdt met inklinking en ontwatering, kom je dan op een l angere of juist minder lange tijdsduur
voor het a fzetten va n dit pakket? Hint: inklinking zorgt voor compacter materiaal. Ontwatering heeft hetzelfde effect.
1.4.2
Absolute dateringen
Abs olute dateringen zi jn dateringen waarbij je ook werkelijk een getal aan de datering kunt hangen. Dit kan alleen met
behulp va n ra dioactiviteit. Sommige isotopen va n bepaalde elementen zijn i nstabiel en verva llen na kortere of langere ti jd.
Da a rbij gaan ze over i n isotopen va n een ander element, onder uitzending va n straling. In het laboratorium kan va n i edere
ra di oactieve isotoop bepaald worden hoe l ang het duurt totdat de helft va n het oorspronkelijk materiaal va n het
el ementen aanwezig is; dit is de halfwaardetijd (ook wel halveringstijd genoemd). De tijd waarin de hoeveelheid materiaal
ha l veert, hangt niet af va n de beginhoeveelheid: 1 ton ra dioactief materiaal vervalt i n dezelfde ti jd tot een halve ton a ls een
mi l ligram va n datzelfde materiaal verva lt tot een halve milligram. De verva ltijd va n radioactieve isotopen wordt ook niet
beïnvl oed door temperatuur, druk, chemie of a ndere processen. De halveringstijd i s wel voor i eder ra dioactief isotoop
vers chillend. Als je de halveringstijd va n een isotoop kent, en kan meten hoeveel er va n een nieuwe isotoop is gevormd, kan
je een gesteente a bsoluut dateren.
Voor de ouderdomsbepaling va n gesteente ouder dan 50.000 ja ar wordt een isotoop va n het element kalium (40K ) veel
41
gebruikt. Kaliumhoudend gesteente komt i n de natuur vri j veel voor. De kaliumfractie bestaat voor ci rca 7% uit K, 0,012%
40
39
41
39
40
ui t K en 93% ui t K. De i sotopen K en K zi jn stabiel, maar K i s radioactief. Gemiddeld genomen va lt elf procent va n
40
K door het i nvangen va n een elektron (waarbij een extra neutron wordt gevormd, dit is de K-va ngst, zie ook je BINAS)
40
9
40
ui teen i n Ar. Di t verval heeft een halveringstijd va n 1.31*10 ja ar. Dus pas na 1,3 mi ljard jaar i s de helft va n de K
40
verva l len tot Ar.
40
Om hi er mee te werken moet je op zoek naar gesteente dat bij vorming geen Ar heeft. Anders neem je dit mee i n de
berekening en dan klopt je ouderdom niet. Een goed gesteente is vulkanisch gesteente; i n gesmolten lava wordt het gas
a rgon helemaal uitgedreven. Pa s va naf het moment dat lava is gestold (en je dus vulkanisch gesteente hebt) ontstaat bij het
40
40
ui teenvallen va n K i n het gestolde lava Ar. Di t verdwijnt niet omdat het in de kristalroosters va n de kalium-houdende
mi neralen gevangen blijft. De verhouding 40Ar/ 40K i s meetbaar, en zo kun je de ouderdom va n een gesteente bepalen.
Opdracht 1-5 (toepassingsopdracht): Dateren met de K/Ar methode
a. Wa a rom is de K/Ar methode voor de directe datering va n Pl eistocene afzettingen in Nederland va n weinig belang?
b. Wel ke twee factoren bepalen i n hoofdzaak de betrouwbaarheid va n K/Ar da teringen?
c. Argon i s een gas en kan dus makkelijk ontsnappen. Welke fout zal dit geven in je datering? Leg dit uit.
Andere isotopen waarmee wordt gewerkt zi jn Rubidium/Strontium (87Rb naar 87Sr, halfwaardetijd 4,9*1010 ja ar) en
Ura ni um/Lood ( 238Ur naar 206Pb en 235Ur naar 207Pb, halfwaardetijd respectievelijk 4,47*109 ja a r en 7,04*108 ja ar).
Opdracht 1-6 (verwerkingsopdracht): Discrepantie tussen verschillende dateringtechnieken
Een geoloog ontdekt fossielen va n een vi s die voorkwamen i n het Devoon. Ze zitten i n een licht gemetamorfoseerd
ges teente. De Ru/Sr ouderdom va n het gesteente is slechts 70 miljoen jaar oud. Hoe zou je deze discrepantie (nietkl oppendheid) kunnen verklaren?
Voor ges teente dat geologisch gezien jong is, niet ouder dan maximaal 70.000 ja ar, wordt de 14C da tering gebruikt. Deze
14
12
methode is gebaseerd op de meting van de hoeveelheid C (een ra dioactief isotoop va n C) ten opzichte va n de
12
hoeveelheid C i n koolstof beva ttend materiaal. Pl anten en dieren bevatten door voortdurende uitwisseling met de
14
14
14
a tmosfeer een constante hoeveelheid C. Deze C onts taan door i nwerking va n kosmische neutronen op N i n de
12 14
-12
a tmosfeer. De verhouding C: C i s ongeveer 1:1,2*10 (l et op, deze verhouding is door de tijd heen niet constant en
hi ervoor moet gecorrigeerd worden). Wanneer de planten en dieren s terven houdt deze uitwisseling op en neemt de
11
Hoofds tuk 1. Basistheorie
De Bewegende Aa rde
hoeveelheid 14C a f door ra dioactief verval. De halveringstijd bedraagt 5730 ± 40 ja a r. Omdat men de verhouding va n de
i s otopen (ongeveer) kent, kan de ouderdom worden berekend uit de verhoudingen va n de i sotopen die nog aanwezig zijn.
14
Da a r de halveringstijd betrekkelijk kort is, is na lange ti jd de hoeveelheid C zodanig afgenomen dat deze niet meer ka n
worden aangetoond, va ndaar de maximale ouderdomsbepaling va n 70.000 ja ar. Deze bepaling kan alleen worden gedaan
i n gesteente of a fzettingen met organisch materiaal, bijvoorbeeld afzettingen met hout, houtskool, zaden, noten, botten en
s chelpen en i n veen.
1.4.3
Rekenen aan radioactief verval en datering
Datering
14
Hi erboven zagen we al dat bij datering va n biologische resten va n ra dioactief koolstof C gebruikt wordt, omdat de
14
oors pronkelijke hoeveelheid C pra ktisch constant i s in de geschiedenis. Deze constante hoeveelheid wordt door de
14
a tmosfeer bepaald: zolang het materiaal leeft is er evenwicht tussen vorming va n C (door i nwerking va n kosmische
14
14
s tra ling) en verval va n C. Op het moment dat het materiaal sterft wordt er geen nieuwe C gevormd, en gaat dus eigenlijk
14
de kl ok tikken. De C hoeveelheid die nu gevonden wordt in de biologische resten ten ti jde va n het s terven va n het
ma teriaal wordt bepaald door de verlopen ti jd waarin het dier of de plant in de grond heeft gelegen.
Eenvoudig rekenen bij 14C-datering
14
Bi j een datering zul je va nuit de factor waarmee de hoeveelheid C i n het materiaal i s afgenomen de verlopen tijd willen
bepalen. Dat gaat gemakkelijk als je weet hoe het verval in de tijd verloopt. Dat bereken je als volgt.
Ha l veringstijd geven we aan met t½. Di t heet de dalende factor oftewel het verval. Elke tijdspanne va n t½ = 5730 ja a r zorgt
voor een factor ½. Na 5730 moet je de beginhoeveelheid dus vermenigvuldigen met ½, zodat je de helft over houdt.
Immers; één halveringstijd is voorbij gegaan en de helft va n de beginhoeveelheid is over.
Dus
Na een ti jdspanne va n 5730
ja a r i s het verval
(½)
Na een ti jdspanne va n 3 x 5730
ja a r i s het verval
(½) x (½) x (½) = (½)
3
Al gemeen geldt: Na een tijdspanne va n n x 5730 ja a r i s het verval (½)n
Di e laatste regel mag je ook gebruiken als n niet een geheel getal is. Neem n = 1/4 a l s voorbeeld:
Na een ti jdspanne va n ¼ x 5730 ja a r moet het verval (½)1/4 zi jn, want 4 va n die tijdspannes geven juist het verval ½.
Verder rekenen met de halveringstijd
Je kunt dit ook verwerken in een formule:
N(t) = N(0)*( ½) n
Hi erbij is N (t) de hoeveelheid va n een vervallende s tof die op een bepaald moment (t) nog over is gebleven. N (0) i s de
begi nhoeveelheid va n de vervallende stof. De ½ s laat op de halvering va n de beginhoeveelheid, n correspondeert met n uit
het vori ge voorbeeld, het aantal halveringstijden, bij n=3 i s drie maal 5730 ja ar verstreken.
3
Hoeveel procent va n een originele hoeveelheid is er na n=3 nog over? Neem N(0) = 1, en n=3, da n kri jg je N(t) = 1*(½) .
Hi eruit vol gt dat N(t) = 0, 125, dus 12,5 %.
12
De Bewegende Aa rde
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
Rekenvoorbeeld
Bi j een veenmonster blijkt va n de oorspronkelijke 14C nog 10% over. Hoe oud is het monster?
Stel dat het monster n halveringstijden oud is. Neem 100% i s 1, dus 10% = 0,1. N(0) i s 1 dus valt weg a angezien je
vermenigvuldigt. Je krijgt dan de vol gende formule:
( 1 ⁄ 2 ) n = 0, 1
n ⋅ log ( 1 ⁄ 2 ) = log ( 0 , 1 )
Je vi ndt n door l ogaritmen te nemen aan beide zijden en de rekenregels voor logaritmen en machten te gebruiken.
Hi eruit bepaal je n. De gezochte ti jd is dan n keer 5730 ja a r; dat is het aantal halveringstijden. In dit geval kom je uit op
ongeveer 19000 ja ar.
Algemene formule voor radioactief verval (hierbij gaan we rekenen met een e-macht)
N(0) i s de oorspronkelijke hoeveelheid; N(t) is de hoeveelheid stof na een tijdspanne t. t½ i s de halveringstijd. n i s het a antal
t
verl open halveringstijden =
t1 2 . Al s bijvoorbeeld drie maal 5730 ja ar i s verstreken, en de halveringstijd is 5730, da n krijg je
voor t=17190 ja a r en t½ i s 5730 ja ar de n=3.
Da n kri jg je:
 t 


1 2 
N (t ) = N (0) ⋅ (1 / 2 ) t
Je weet dat ½ = e-ln2. Control eer dit maar door het i n te vullen in je rekenmachine. Door dit gegeven kun je de formule met
een e-macht herschrijven. Daarin wordt gewoonlijk ter vereenvoudiging niet met de halveringstijd gewerkt, maar met de
zogenaamde verva lconstante:
De formule wordt dan:
N (t ) = N (0) ⋅ e − λt
Opdracht 1-7 (toepassingsopdracht): Rekenen aan radioactief verval
a. Werk di e laatste herleiding uit. Ma ak door differentiëren va n de laatste formule een formule voor de
vera nderingsnelheid N’(t) va n de hoeveelheid.
b. Toon a an dat N’(t)/N(t) = -λ. Gebruik hierbij s ubstitutie.
c. Oms chri jf wat dus eigenlijk de betekenis van λ is: de verhouding tussen …. Hint: Kijk naar de formule die in b is
opgesteld en de betekenis van de afgeleide.
Nu kun je a anvullend Keuzeopdracht 1-9 ma ken, naar een eindexamenopgave natuurkunde Havo 1998-I (zie einde van dit
hoofdstuk).
13
Hoofds tuk 1. Basistheorie
1.4.4
De Bewegende Aa rde
Datering en tijdschaal
Zowel a bsolute als relatieve dateringen zijn niet heel nauwkeurig; hoe ouder hoe onnauwkeuriger. Vandaar dat er altijd
wordt gekeken naar zoveel mogelijk verschillende dateringtechnieken in een gesteente. Daarnaast is het ook nog eens zo
da t voor a lle manieren van dateren geldt dat ze alleen kunnen i n geschikt gesteente; fossielen komen a lleen voor i n
40
14
s edimentair gesteente, K ka n alleen i n stollingsgesteente en C a lleen in organisch gesteente.
Met behulp va n relatieve en absolute dateringen i s men tot een gedetailleerde geologische tijdschaal gekomen. De meest
gebruikte is die van de Internationale Commissie Stra tigrafie (zie www.stratigraphy.org). Eenvoudige weergaves zie je in
fi guur 1-4 of i n de atlas GB 192E (GB 174E). Aa n deze tijdschaal wordt nog altijd door vele aardwetenschappers gewerkt.
Opdracht 1-8 (voorkennisopdracht): Massa extincties en de tijdschaal
Figuur 1-4: Geologische tijdschaal, het bovenstukje van de eerste kolom komt overeen met de hele 2e kolom, hetzelfde geldt voor het
bovenste drukje van kolom 2 wat weer overeenkomt met de hele 3de kolom. Bron: http://www.talkorigins.org/faqs/timescale.html
In het geologisch verleden zijn er een a antal periodes aan te wijzen waarin binnen een ‘korte’ ti jd veel (soms meer dan
70%) va n de s oorten uitstierven. Dit zijn de zogenaamde massa extincties. De belangrijkste vi er periodes va n massaal
ui ts terven hebben plaatsgevonden rond 444 miljoen jaar geleden, 416 mi ljoen jaar geleden, 251 mi ljoen jaar geleden en 65
mi l joen jaar geleden.
a. Hoe herken je deze ‘gebeurtenissen’ in de tijdschaal van figuur 1-4?
b. Wa t ka n de reden zijn dat deze gebeurtenissen zo goed in de ti jdschaal herkenbaar zi jn?
EINDOPDRACHT H1. Beantwoording hoofd- en paragraafvragen.
a. Geef een a ntwoord op de drie paragraafvragen en de hoofdvraag die aan het begin va n dit hoofdstuk genoemd s taan.
b. Heeft dit hoofdstuk voor jou ook nieuwe vra gen opgeroepen? Zo ja, s chrijf ze op.
14
De Bewegende Aa rde
Hoofds tuk 1. Ba s i s theori e
Keuzeopdracht 1-9: Bepaling van de ouderdom van het ijs
(Na a r havo eindexamen natuurkunde 1998-I, vra ag a, b en c va llen buiten de scope va n de module, maar ze vormen een
geheel met de rest va n de examenvraag)
“Groenland. Een groep wetenschappers is bezig om het ijs op de noordpool te onderzoeken. Zij boren daarvoor een gat van
2
rui m 3 ki lometer diep i n het i js. Ze halen s taven i js met een lengte va n 2,5 meter en een doorsnede va n 84 cm na ar boven.
Door het i js te onderzoeken kan men veel te weten komen over het verleden. Bijvoorbeeld de gemiddelde temperatuur die
er op Aa rde heerste ti jdens het ontstaan va n het ijs. Deze is te bepalen door te kijken naar de aanwezigheid va n twee
zuurs tofisotopen.
De ouderdom va n het ijs kunnen de wetenschappers bepalen doordat zich in het i js a s bevindt. Met de zogenoemde C-14
methode kunnen ze de ouderdom va n deze as bepalen. Daarbij wordt het gehalte C-14 i n de as vergeleken met het normale
gehalte C-14 i n de a tmosfeer.”
Naar: Mens en Wetenschap, juli 1994
De temperatuur va n een ijsstaaf is -4 °C.
a. Bereken de massa van deze ijsstaaf. Hint: De dichtheid kan je opzoeken en het vol ume kan je berekenen.
In het a rtikel wordt gesproken over zuurstofisotopen.
b. Noem één overeenkomst en één verschil tussen twee verschillende zuurstofisotopen. Denk hierbij aan de verschillen
en overeenkomsten op moleculair niveau.
14
Bi j de C-14 methode wordt gebruik gemaakt va n het verval va n het ra dioactieve C.
14
c. Geef de reactievergelijking va n het verval va n C.
In de l oop va n de tijd wordt door het radioactief verval va n 14C het gehalte va n 14C i n de as va n de i jsstaaf kleiner. Bij meting
14
14
bl i jkt dat het gehalte C i n de as va n de i jsstaaf 25% i s va n het normale gehalte C i n de atmosfeer.
d. Bereken de ouderdom va n de as.
1.5
Aansluiting op het vervolgonderwijs en vernieuwingen in de verschillende
vakgebieden
1.5.1
Het gebruik van kaarten en de atlas
Het gebruik en het begrijpen va n kaarten en de a tlas is nodig i n elke tak va n de aardwetenschappen. Als je hier verder mee
a a n de slag wilt zou je dit kunnen doen door een studie geodesie/cartografie te doen, of cursussen te vol gen in remote
s ensing of GIS (geographical information s ystem).
Studi es die je kunt volgen i n deze ri chting zijn:
- Built environment (HU Utrecht) richting geodesie/geo-informatica
- Aardwetenschappen (UU Utrecht/VU Amsterdam)
- Toegepaste aardwetenschappen (TU Delft) richting geoscience & remote sensing
Verder zi jn er een hoop master programma’s die s pecialisatie i n deze richting a anbieden, namelijk:
1.5.2
Geo-information science (Wageningen University)
Geographical Information Sciences (VU Amsterdam)
Geographical Sciences (UU Utrecht)
Geomatics (TU Delft)
Soorten gesteenten
De vers chillende soorten gesteenten die i n dit hoofdstuk besproken zi jn komen i n vri jwel elke aardwetenschappelijke
va kgroep terug. Er zi jn echter wel va kgroepen die meer gespecialiseerd zijn in een bepaald type gesteente:
Stol lingsgesteente wordt vooral bestudeerd in de vakgroep Petrologie. Hier wordt onder a ndere isotopen geochemie
gedaan.
Sedi mentair gesteente i s het hoofdonderwerp va n de va kgroep Sedimentologie. Hierbij wordt er uitgebreid onderzoek
gedaan naar de wijze va n a fzetting va n het gesteente. Dit wordt gedaan door veldwerk te doen of i nformatie uit
grondboringen te gebruiken.
15
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
Meta morf gesteente komt met name terug in de va kgroepen Petrologie/Microscopie en Structurele geologie & Tektoniek.
Aa n de mineralogie va n metamorf gesteente is veel a f te leiden, waardoor Petrologisch onderzoek (mbv mi croscopie) va ak
nodi g i s.
Al s je geïnteresseerd bent in gesteenten is de beste studie om te volgen geologie ofwel a ardwetenschappen. Dit kun je
doen aan de UU Utrecht en de VU Amsterdam.
1.5.3
Dateren van gesteenten
Voor da teren va n gesteenten kun je terecht bij de va kgroep Paleomagnetisme. Zij zijn bijvoorbeeld gevestigd in Fort
Hoofddijk, een oud fort op de Botanische tuinen i n Utrecht. Het Fort is zeer geschikt voor magnetisch en paleomagnetisch
onderzoek aan gesteente omdat het niet zo gevoelig is voor mechanische verstoringen (zoals trillingen) en
temperatuurveranderingen. Omdat het Fort compleet gemaakt is va n bakstenen, creëer je een magnetisch rustige
omgevi ng.
Ook kun je terecht bij de va kgroep geochemie en petrologie, welke werken met isotopen geochemie. Dateren va n
ges teenten gebeurt ook aan de hand va n fossielen, wat weer bij de va kgroep Biogeologie te vi nden is.
2.
Plaattektoniek
De hoofdvraag in dit hoofdstuk i s:
Wat is de theorie van de plaattektoniek, waardoor wordt de plaattektoniek
aangedreven en wat merken wij van de bewegingen van de platen?
Deze hoofdvraag wordt in dit hoofdstuk behandeld aan de hand va n de volgende paragraafvra gen:
•
•
•
•
•
•
•
Wel ke aanwijzingen waren er voor de theorie va n de plaattektoniek? (2.1)
Wel ke drie stappen hebben geleid tot de theorie va n de plaattektoniek? (2.2)
Hoe i s de Aarde opgebouwd? (2.3)
Wa t doet de platen bewegen? (2.4)
Wel ke soorten bewegingen zijn er bij de plaatgrenzen? (2.5)
Zi jn er a lleen bewegingen merkbaar langs de plaatranden? (2.6)
Hoe beschrijven we de plaatbewegingen? (2.7)
Doel: Het beschrijven va n de huidige situatie en bewegingen va n de platen a an de hand va n de theoretische kennis die je
hebt opgedaan tijdens de l essen wiskunde en natuurkunde.
16
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
17
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
De aanwijzingen voor de theorie van de plaattektoniek
1.1
Al s we een dag lang een film zouden maken va naf een satelliet va n onze planeet Aa rde dan zijn er een a antal za ken die
dui delijk vera nderen; de plaatsen waar het dag en nacht is, waar de zon schijnt, en de plaatsen waar wolken en misschien
zel fs tornado’s zi jn. De ligging va n de continenten lijkt niet te veranderen. Maar a ls je een eeuw l ang een film zou maken
zou je zi en dat ook de continenten bewegen. Dit bewegen gaat niet snel, ongeveer zo s nel als je vi ngernagels groeien.
Opdracht 2-1 (voorkennisopdracht): Hoe lang geleden lag Nederland op de evenaar?
Al s je weet dat vi ngernagels ongeveer 2 à 3 mm per maand groeien,
a. Hoe l ang duurt het om een (deel va n een) continent te bewegen van de evenaar naar de huidige positie va n
Nederland?
In pa ragraaf 1.3.3, Meta morf gesteente, heb je gezien dat er i n Nederland s teenkool voorkomt. Steenkool is gevormd uit
moera splanten die voorkwamen i n een tropisch klimaat. Hieruit kun je opmaken dat Nederland i n het verleden op de
evenaar heeft gelegen.
b. Al s je uitgaat va n de algemene bewegingssnelheid van de platen uit vra ag a, hoe oud is het s teenkool dan en i n welke
geol ogische periode is het gevormd?
c. Ui t onderzoek blijkt dat s teenkool i n Nederland is gevormd ti jdens het Ca rboon (carboon betekent letterlijk kool). Wat
kl opt er niet met vra ag b en hoe zou je dit kunnen verklaren?
Hoe l ang weten we eigenlijk al dat delen va n de aardkorst bewegen? Voordat de theorie va n de plaattektoniek ontwikkeld
wa s , zijn er wetenschappers geweest die er va n uit gingen dat er a lleen verticale bewegingen wa ren. Zij observeerden en
concl udeerden namelijk het volgende: Wanneer je de oppervlakte va n de aarde bekijkt valt een tweedeling op: oceanen en
conti nenten, beide zi jn relatief vri j vlak maar ze liggen op verschillende niveaus. De oceaanbodem ligt op zo’n 3 km di epte
en de continenten op zo’n 1-2 km hoogte. Door verwering en erosie zou dit hoogteverschil i n de loop va n de geschiedenis
va n de Aa rde a llang weggewerkt moeten zijn. Het i n s tand houden va n dit hoogteverschil zou veroorzaakt worden door
verti ca le bewegingen. Deze bewegingen hielden i n dat de lichtere gesteenten va n de continenten s teeds hoger zouden
komen drijven, terwijl de zwaardere va n de oceaanbodems zouden zinken.
Toch wa ren er ook al wetenschappers die dachten dat er naast deze verticale bewegingen, ook horizontale bewegingen
de
de
pl a ats moesten vi nden. De ontdekkingsreizigers in de 15 en 16 eeuw, die de Aarde in kaart brachten, maakten al
opmerkingen over de vorm va n de kustlijn va n de Atlantische Oceaan. De oostkust va n Noord- en Zuid-Amerika past als een
puzzelstukje tegen de westkust va n Afri ka en Europa. Sinds die ti jd werden er suggesties gedaan dat Amerika en Afrika l ang
de
ste
gel eden aan elkaar moeten hebben gezeten. Aa n het eind va n de 19 , begin 20 eeuw kwamen er s teeds meer
a a nwijzingen dat er een verbinding moet zijn geweest.
•
•
•
Het voorkomen va n eenzelfde soort fossielen (figuur 2-1) op verschillende continenten. Omdat deze organismen
zi ch ni et over de huidige oceanen hadden kunnen verspreiden moeten deze gebieden ooit aan elkaar vast hebben
gezeten.
Vi ndplaatsen va n sporen va n ijsbedekkingen op verschillende continenten. Deze bedekkingen hadden a lleen
gevormd kunnen worden als deze gedeelten van verschillende continenten zich in het verleden ooit tezamen op
de pool hebben bevonden.
Aa n weerszijde va n de Atlantische oceaan werd hetzelfde s oort gesteente gevonden. Dit gesteente is zeer
wa a rschijnlijk op één plaats gevormd, en het land zal zi ch daarna hebben opgesplitst.
Het wa s Al fred Wegener, een Duitse meteoroloog, die een grote stap voorwaarts zette in het denken over bewegende
conti nenten. Hij s chreef een boek, getiteld ‘De oorsprong va n de continenten en oceanen’ (1925) waarin hij de basis legde
voor de moderne opvattingen. Hij veronderstelde dat alle continenten i n het verleden a an elkaar hadden gezeten (in de
vorm va n het s upercontinent Pa ngea) en dat deze continenten in het Tertiair uit elkaar waren gaan drijven. Hij noemde zijn
theori e de theorie van de continentverschuiving.
18
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
Figuur 2-1: Voorkomen van dezelfde fossielen in verschillende werelddelen als bewijs voor het feit dat
continenten aan elkaar moeten hebben gezeten.Bron:
http://teachers.district106.net/~dswick/6th_Grade_Science/Contl_Drift.html
2.html
Opdracht 2-2 (verwerkingsopdracht): Hoe kwam Wegener tot zijn inzichten?
A
Wegener baseerde zijn gedachten over bewegende continenten niet a lleen op de overeenkomst in kustlijnen maar ook op
de vers preiding van fossielen en vooral op de s poren va n i jsbedekkingen va n 250 mi ljoen jaar oud.
a. Zoek i n de a tlas op over welke geologische periode we het hebben.
In fi guur 2-2 s taat a angegeven waar Wegener s poren va n i jsbedekkingen vond.
Figuur 2-2: Vindplaatsen van sporen van ijsbedekking
in sedimenten van 250 miljoen jaar oud. Bron:
Veenvliet, 1986
b. Geef twee conclusies die je op basis va n figuur 2-2 ka n doen (denk a an spreiding en de ligging va n continenten waarop
het i js voorkomt)?
Er wa ren enkele problemen met de theorie va n Wegener:
•
•
het wa s onduidelijk wat er precies moet hebben bewogen. Waren het de continenten die verplaatsten, of was het
de zee, of was het i ets i n de diepere lagen ertussen?
men kon geen mechanisme vi nden dat sterk genoeg was om deze beweging te kunnen veroorzaken.
19
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
Het duurde nog tot 1960 voordat de wetenschap deze problemen kon oplossen.
Opdracht 2-3 (verwerkingsopdracht): Vragen bij de theorie van de bewegende continenten van Wegener
a. Bedenk een mechanisme waarmee je kan verklaren dat continenten uit elkaar gaan.
b. Geef vra gen die jij zou s tellen a an Wegener op basis waarvan ji j kunt beslissen of je voor of tegen zijn theorie bent.
Tegenwoordig leer je bij aardrijkskunde dat aan het aardoppervlak platen met continent en of oceaan ten opzichte va n
el kaar verschuiven, en dat het inwendige va n de a arde beweegt. Dit i dee komt samen in ‘het paradigma van de
pl a attektoniek’ en is sinds eind jaren zestig va n de vori ge eeuw het leidende paradigma in de a ardwetenschappen. Een
pa ra digma is een samenhangend stelsel va n modellen en theorieën dat een denkkader vormt waarmee de werkelijkheid
gea nalyseerd wordt.
Het i s niet zo dat we alles weten. Er bestaat bijvoorbeeld nog steeds veel onzekerheid over de achterliggende processen i n
het i nwendige va n de Aarde, waarva n de plaattektoniek het gevolg is. Om va n de theorie va n de continentverschuiving va n
Wegener te komen tot het paradigma va n de plaattektoniek zi jn er een aantal inzichten of s tappen nodig die i n de volgende
pa ra graaf worden uitgelegd.
Bi j de theorie va n de plaattektoniek hebben we het over platen die bewegen. Met een plaat bedoelen we de korst
(conti nentale korst en/of oceanische korst) + het bovenste deel va n de mantel. Meer hierover in paragraaf 2.3.
2.1
De drie aanvullende stappen voor de theorie van de plaattektoniek
2.1.1
Bepaling van de bathymetrie van de oceaan: waar wordt materiaal gevormd
Het eerste onderzoek dat i nzicht in de oorzaken va n de bewegende a arde gaf was het opmeten va n de bathymetrie (reliëf)
va n de oceaanbodem. Halverwege de twintigste eeuw was de a pparatuur zodanig dat ook de diepe delen va n de oceanen
i n ka art konden worden gebracht. Daaruit kwam naar voren dat er i n het midden va n de oceanen gebieden l iggen die veel
mi nder diep zijn, die een s oort ruggen vormen die over de hele lengte va n de oceanen lopen (zie figuur 2-3). Uit nader
onderzoek bleek dat deze Mi d Oceanische Ruggen (MOR) bestaan uit vulkanen die onder wa ter actief zijn. Men
concl udeerde: ter plaatse va n de MOR komt nieuw materiaal uit de diepte naar boven.
20
Figuur 2-3: Topografie-Bathymetrie van de Aarde.
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
Opdracht 2-4 (voorkennis opdracht): Hoe verloopt de diepte van de oceaan?
A
a. Teken een diepteprofiel van Recife naar Mount Ca meroon. De hoogste vulkaan op Ascension i s 859 m hoog. Gebruik
de Atl as.
b. Wa t i s het grootste hoogteverschil (verschil tussen het hoogste punt en het laagste punt) in dit profiel?
2.1.2
Paleomagnetisme: hoe kunnen we bewijzen dat de platen bewegen
Men vroeg zi ch a f of de vorming va n nieuw materiaal bij de MOR zou kunnen samenhangen met het uit elkaar bewegen van
de pl aten. Dat zou betekenen dat je op een zekere afstand va n de MOR, a an beide zijden, materiaal zou moeten vi nden dat
na a rmate je verder weg gaat s teeds ouder wordt. Hoe zou je kunnen nagaan hoe oud materiaal is? Dit kan met behulp va n
pa l eomagnetisme.
2.1.3
Het magneetveld van de aarde
“A wonder of such nature I experienced as a child of 4 or 5 years, when my father showed me a compass. That this needle
behaved in such a determined way did not at all fit into the nature of events which could find a place in the unconscious
world of concepts. I can still remember - or at least believe I can remember - that this experience made a deep and lasting
impression upon me. Something deeply hidden had to be behind things ...”
Albert Einstein
Onze eigen planeet bestaat i n de kern grotendeels uit vl oeibaar i jzer en nikkel (het hoe en waarom hiervan kun je verder
bes tuderen i n hoofdstuk 6). Zi j gedraagt zi ch als een reusachtige magneet, met een noordpool en een zuidpool. Je kan je
het ma gnetisch veld rondom de Aarde
voors tellen alsof er een staafmagneet i n de
Aa rde zit (zie figuur 2-4).
Bi j na tuurkunde heb je al l eren werken met
ma gnetisme. De kennis die je daarbij hebt
opgedaan gebruik je om het magneetveld i n
je ei gen woonplaats te bepalen (opdracht 25). Om extra te oefenen met het
ma gneetveld kun je keuzeopdracht 2-20
(exa menvra ag) aan het eind va n dit
hoofdstuk maken.
Figuur 2-4: De Aarde als een magneet. Bron:
https://lessthan3ley.files.wordpress.com/2014/06/earth-magnetosphere-no-solarwind.gif
21
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
Opdracht 2-5 (optioneel): Het magneetveld in je woonplaats (inclusief practicum)
Nodi g: plastic spoel, naaldmagneet, spanningsbron
In di t practicum gaan we a an het magnetische veld va n de Aarde rekenen: we gaan de grootte en richting van de
a a rdmagnetische veldsterkte (of beter: magnetische i nductie) B i n je woonplaats bepalen.
i
Je neemt een s poel waarvan de windingen een plastic plaat doorsnijden. Deze spoel is 25 cm l a ng en heeft 40
wi ndingen. Je plaatst deze s poel horizontaal.
ii
Bi nnen i n de spoel zet je een naaldmagneet die vri j draaibaar is in een horizontaal vlak.
iii
Da a rna s tel je de plastic plaat zo op dat de ‘hartlijn’ va n de spoel dezelfde ri chting heeft als die waarin de
na a ldmagneet wijst (zie figuur 2-5).
iv
Vervol gens sluit je de spoel (in serie met een schuifweerstand en een stroommeter) op een spanningsbron aan.
Al s je de stroomsterkte gaat va riëren dan zul je merken dat bij een stroomsterkte va n 90 mA de naaldmagneet
ni et meer een bepaalde s tand i nneemt.
a. Bereken de magnetische i nductie B die door de s poel wordt opgewekt. Gebruik hierbij de formule
Bspoel = µ0 ×
N×I
L
wa a rbij B de magnetische inductie is, µ de ma gnetische permeabiliteit i n een va cuüm,
na melijk 4π*10-7, N het a antal windingen, I de s troomsterkte, en L de l engte va n de spoel.
b. Hoe ka n het dat de naaldmagneet dan geen bepaalde s tand meer i nneemt?
c. Neem figuur 2-6 over (het donkere deel va n de kompasnaald is de noordpool) en geef i n je tekening de stroomrichting
i n de spoel aan.
Neem nu een naaldmagneet die vri j draaibaar i s in een verticaal vl ak (figuur 2-7).
d. Meet de hoek die de naaldmagneet maakt met de horizontaal.
Met deze informatie kun je nu de richting va n de aardmagnetisch inductie (=B tot) i n je woonplaats berekenen. Ook kun je
nu berekenen hoe groot de a ardmagnetische i nductie i s.
e. Voer deze berekeningen uit. Hint: gebruik de cosinus van de gevonden hoek en kijk naar figuur 2-7.
Figuur 2-5
Figuur 2-6
Figuur 2-7
22
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
Va n het magneetveld va n de Aarde weten we dat de magnetische polen i n de buurt liggen va n de ‘geografische’ polen, de
punten waar de draaiingsas van de Aarde naar buiten komt, 90°NB en 90° ZB. De positie van de magnetische polen laat
ja a rlijks een va riatie zi en (zie figuur 2-5), maar deze va riatie is erg klein en bijvoorbeeld niet va n i nvloed op je berekeningen
di e je gemaakt hebt voor het aardmagneetveld i n je eigen woonplaats.
Figuur 2-5: Verschuiving magnetische Noordpool
Bron: http://www.digischool.nl/ak/
Na a st de jaarlijkse kleine va riatie is er ook een grote beweging: om de zoveel ti enduizend tot honderdduizend jaar draaien
de polen om en wordt de geografische noordpool de magnetische zuidpool of juist de magnetische noordpool (figuur 2-6).
Wetenschappers weten niet waarom deze omkeringen plaats vi nden. Waarschijnlijk hebben ze te maken met processen in
de kern en mantel. Vanwege deze beperkte kennis weet men ook niet wanneer de volgende omkering plaats zal vi nden.
Deze omkeringen va n het aardmagneetveld worden va stgelegd i n het gesteente; op het moment va n stolling of a fzetting
l eggen de magnetische mineralen i n het materiaal de ri chting va n het ma gneetveld op dat moment vast. Deze ri chtingen
kunnen aardwetenschappers weer uit het gesteente halen zodat je kan weten of het gesteente i n een normaal (zoals de
hui dige situatie) of i n een reversed magnetisch veld (tegenovergesteld aan het huidige) is gestold of a fgezet.
Figuur 2-6: Omkeringen aardmagneetveld. In de huidige situatie (‘normal') is de geografische
noordpool een magnetische zuidpool.
Deze omkeringen kunnen we dateren, bijvoorbeeld met fossielen of ra dioactieve dateringtechnieken (zie Hoofdstuk 1).
Hi ermee zijn de ouderdom va n de omkeringen bekend en is er een paleomagnetische tijdschaal opgesteld (zie figuur 2-7).
23
Plaattektoniek
Figuur 2-7: Omkeringen van het magneetveld (paleomagnetische
omkeringen) in het geologische verleden. Zwart is normaal, wit is
reversed. Bron: kennislink
24
De Bewegende Aa rde
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
Va na f 1950 wa s het mogelijk om va naf s peciale s chepen paleomagnetische metingen te verrichten aan de oceaanbodem.
Deze metingen l aten zien welke delen va n de oceanische platen normaal of reversed zi jn. Uit die metingen bleek dat het
va s tgelegde magneetveld dwars op de MOR een symmetrisch patroon vertoonde (zie figuur 2-8).
Figuur 2-8: Het magnetische patroon vanaf de Mid Atlantische Rug, een Mid Oceanische Rug,
MOR, aan weerszijde symmetrisch zwart en wit. Bron http://www.cliffshade.com
We ha dden dus eerst het gegeven
da t er zi ch in het midden va n de
ocea nen, bij de MOR, vul kanen
bevi nden. Vervolgens hebben we
een s ymmetrisch patroon gevonden
i n het paleo-magnetisch signaal va n
het gesteente. Deze beide
ka ra kteristieken leiden tesamen tot
de verkl aring dat bij de MOR
(oftewel de ri dge axis in fi guur 2-8)
ni euwe oceaanbodem wordt
gevormd. Deze nieuwe
ocea anbodem bestaat uit basaltisch
ma gma dat bij de vulkanen omhoog
komt (meer over basaltisch magma
i n hoofdstuk 4). Op het moment dat
de ba salt lava stolt l egt het
ges teente de dan geldende
pol ariteit va n het aardmagneetveld
va s t. Door de wisselende polariteit
onts taat een symmetrisch patroon
l i nks en rechts va n de ligging va n de
MOR. De oceaan-bodem groeit aan
weerszijden va n de MOR naar
bei den kanten. Dit hele proces heet
sea-floor-spreading, zi e fi guur 2-9.
Figuur 2-9: De vorming van nieuwe oceanische korst, en sea-floorspreading (=het zijwaarts bewegen van de net gevormde en
bestaande oceanische korst).
25
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
Al s je met behulp va n paleomagnetisme de hele oceaanbodem dateert krijg je figuur 2-10.
B
B
A
A
Figuur 2-10: Ouderdom van de oceanische korst. Bron: Berendsen, Fysisch geografisch onderzoek
2.1.4
Het voorkomen van diepe troggen: plaatsen waar oceaankorst verdwijnt onder continentale korst.
We hebben nu gezien dat er nieuwe aardkorst gevormd wordt (I) en dat de platen bewegen (II). Komt er dan steeds meer
kors t bij? Nee, dat is niet het geval. Dit zou ook i n tegenspraak zijn met de wet va n behoud va n massa. Blijkbaar zi jn er
pl ekken op de wereld waar korst weer verdwijnt.
Ui t di eptemetingen va n de oceanen bleken er niet alleen ruggen in het midden va n oceanen te bestaan, maar ook hele
di epe troggen langs sommige continenten. Daar liggen zogenaamde subductiezones (zi e figuur 2-11), wa ar oceanische
kors t naar de diepte verdwijnt. Oceanische korst wordt na ongeveer 200 mi ljoen jaar zo zwaar dat het in de mantel zinkt en
verdwi jnt. Dit i s de reden dat er nauwelijks oceanische korst te vi nden is die ouder i s dan 200 miljoen jaar (zie ook figuur
2-10). Zo zi e je dat er wa t betreft de hoeveelheid a ardkorst ook een massabalans i s.
Al s we de drie stappen I, II en III, bathymetrie, paleomagnetisme en s ubductiezones of troggen, bij elkaar optellen blijkt dus
da t
•
•
•
er pl ekken zijn waar korst gevormd wordt, de MOR, beschreven in s tap I en II;
de pl aten bij de MOR uit elkaar bewegen, stap II;
en er pl aatsen zi jn waar korst weer verdwijnt, bij de s ubductiezones, stap III.
Di t a lles is in figuur 2-11 weergegeven.
In het paradigma, of de theorie, va n de plaattektoniek komen de theorie va n de continentverschuiving (continental drift) en
het mechanisme va n het vormen en verdwijnen va n oceanische korst (seafloorspreading) samen.
26
De Bewegende Aa rde
2
3
Pl a a ttektoni ek
1
2
1
Figuur 2-11: Doorsnede van de aarde. Te zien zijn de Mid-Oceanische Ruggen (1), waar korst gevormd wordt, de platen die bewegen en de
subductiezones (2) waar korst weer verdwijnt. 1 = divergent, 2 is convergent en 3 is transform, deze begrippen worden uitgelegd in paragraaf
2.5. Figuren boven de doorsnede geven de verschillende soorten plaatbewegingen aan. Bron: www.usgs.com.
Opdracht 2-6 (verwerkingsopdracht): Plaatbewegingen
A
Beki jk figuur 2-10 en figuur 2-11 en gebruik de atlas.
Het deel va n de oceanische korst dat gevormd is in bijvoorbeeld het Ouder Tertiair i s in de Grote Oceaan veel breder dan i n
de Atl antische Oceaan.
a. Geef daarvoor een mogelijke oorzaak.
b. Wa a r zal men in de oceanen i n principe de dikste s edimentlagen aantreffen, bij A of bij B uit figuur 2-10? Moti veer je
a ntwoord.
c. Hoe komt het dat er nergens op aarde oceaankorst wordt aangetroffen ouder dan het Jura?
d. Al s je weet dat Amerika en Afri ka in het Jura uit elkaar zijn gaan bewegen, wat is dan de gemiddelde s nelheid va n
beweging per jaar? Bereken dit voor de beweging per plaat ten opzichte va n de rug en de plaatbeweging ten opzichte
va n el kaar. Gebruik de a tlas bij deze vra ag.
2.2
De opbouw van de Aarde
Hoe bewegen die platen nu precies? Bewegen ze als va ste platen op een vl oeibare ondergrond? Dit i s een tijd wel zo
geda cht, omdat er bij vul kaanuitbarstingen vl oeibare lava uit het binnenste van de aarde komt. Maar het blijkt dat die
vl oeibare massa (magma zolang het nog onder het a ardoppervlak zit, lava zodra het a an het aardopppervlak i s gekomen)
a l leen op een beperkt aantal plaatsen, magmahaarden, vl oeibaar i s. Om te begrijpen hoe de platen dan wel bewegen
moeten we i ets meer weten over de opbouw va n de a arde. Dat gaan we i n deze paragraaf doen. Mocht je hier meer
verdi eping in willen, dan kan je hoofdstuk 6 doornemen. Dit is een optioneel hoofdstuk waarin uit wordt gelegd hoe we aan
de i nformatie komen om te kunnen begrijpen hoe platen bewegen en hoe de a arde op i s gebouwd.
27
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
Ui t onderzoek weten we dat de Aa rde geen homogene bol is, maar bestaat uit verschillende lagen. Van binnen naar buiten
kunnen we de Aarde opdelen i n een binnen- en buitenkern, daaromheen een dikke mantel die ook weer onderverdeeld
wordt i n onder- en boven mantel en – a ls relatief dunne buitenste laag – de aardkorst (zie figuur 2-12). Toen de theorie va n
de pl aattektoniek net werd ontwikkeld dacht men dat het de vaste a ardkorst was die bewoog over de vl oeibare mantel. Dit
bl i jkt echter niet het geval te zijn. De platen die bewegen zijn opgebouwd uit de korst samen met het koude bovenste deel
va n de bovenmantel. Tesamen is dit de lithosfeer, met een dikte va n ongeveer 80 tot 100 km. Deze platen bewegen zich op
de a sthenosfeer; het vi sceuze (of s troperige maar zeker niet vl oeibare) deel va n de ma ntel, op een diepte va n ongeveer 80
tot 300 km.
De l i thosfeer is opgebouwd uit negen
grotere en ongeveer twintig kleinere
pl a ten, ook wel tektonische platen
genoemd (figuur 2-12). Sommige va n
di e platen bestaan volledig uit de
bodem van een oceaan, dit zi jn de
ocea nische platen. Andere platen
dra gen deels een oceaan en deels een
conti nent, dit zijn de continentale
pl a ten. Het bewegen va n de
tektonische platen va n de lithosfeer op
de a sthenosfeer noemen we de
plaattektoniek.
Figuur 2-12: Doorsnede van de Aarde. Bron:
http://unhasgeology.blogspot.nl/2011/05/geologi-fisik.html
De s a menstelling en de dikte van de
ocea nische platen en de continentale
pl a ten zijn duidelijk verschillend. De
kors t va n oceanische platen bestaat
voorna melijk uit basalt. De korst va n
conti nentale platen bestaat
voorna melijk uit granitisch materiaal en
s ediment. Over de vorming va n deze
twee s oorten s tollingsgesteenten,
ba s alt en gra niet, kun je meer te weten
komen als je hoofdstuk 4 doorneemt.
28
Figuur 2-13: Opdeling van de aarde in tektonische platen. Bron: Figuur 4.3 van Marshak, Earth; Portrait of a Planet, 2nd edition, W.W.
Norton & Co, 2005. Als je in zou zoomen worden op sommige plaatsen (bijvoorbeeld in de Middellandse Zee of bij Indonesië) nog
kleinere platen onderscheiden.
De Bewegende Aa rde
2.3
Pl a a ttektoni ek
De motor van de bewegende platen
Wel ke processen liggen ten grondslag aan de bewegingen va n de platen? In het
bi nnenste va n de aarde is het heel warm, warmer dan a an het oppervl ak va n de
Aa rde. Door het temperatuurverschil tussen dit binnenste van de Aarde en het
oppervlak gaat het s troperige materiaal va n de mantel (héél langzaam) stromen.
We noemen dit convectiestromen. Een model voor deze bewegingen is
weergegeven in fi guur 2-14. Ma ntelconvectie kun je vergelijken met de s troming
va n opgewarmd water i n een beker, maar dan veel l angzamer omdat het om een
s troperige va ste stof gaat.
De convectiestromingen spelen een belangrijke rol bij de vorming va n nieuwe
kors t bij de MOR, bi j het bewegen va n de platen en bij de subductieprocessen. In
s chemavorm voor de Aarde levert dat het volgende beeld (zie figuur 2-14). Di t
model wordt i n hoofdstuk 6 verder toegelicht en uitgewerkt.
Figuur 2-14: Convectiestromen in een beker
water. Hierbij stelt de brander de hitte voor
die afkomstig is uit de Aarde, het water stelt
de mantel voor.
Figuur 2-15: Schematische tekening van de doorsnede van de Aarde en de manier waarop de
convectiestromen bewegen. Deze stromen zijn te relateren aan de processen op het
aardoppervlak. Bron: http://pubs.usgs.gov/
2.4
Soorten bewegingen bij de plaatgrenzen
We hebben nu gezien dat de platen bewegen, we hebben ook even gekeken naar het mechanisme erachter. Wa t merken
we nu va n de plaattektoniek? Het midden va n de tektonische platen is relatief stabiel, bewegingen gaan over het algemeen
zo l a ngzaam dat wij er niets va n merken. Maar langs de ra nden, de plaatgrenzen, vi nden allerlei s oorten bewegingen plaats.
In grote lijnen zijn er drie s oorten bewegingen te onderscheiden; va n elkaar af, naar elkaar toe en langs elkaar heen (zie
fi guur 2-11).
29
Plaattektoniek
2.4.1
De Bewegende Aa rde
Divergente plaatbeweging. Hier bewegen twee platen van elkaar af
Voorbeelden hiervan zijn te vi nden in het midden va n enkele oceanen. Daar zien we de oceanische spreidingsruggen,
oftewel de Mi d Oceanische Ruggen (MOR). Bij deze onderzeese bergruggen bewegen twee platen uit elkaar en groeien ze
a a n doordat va nuit de mantel magma opstijgt en afkoelt. Een bekend voorbeeld i s de MOR i n de Atlantische Oceaan; Afrika
en Amerika bewegen hierbij uit elkaar. IJsland ligt boven op de MOR (en boven een hotspot, zie verder hoofdstuk 4). Hier
ka n je met je ene voet op de Amerikaanse plaat s taan en met de andere op de Europese plaat. Op divergente plaatgrenzen
kunnen vulkanen en (in kleine mate bij het verspringen va n de s preidingsrug) aardbevingen voorkomen.
2.4.2
Convergente plaatbeweging. Hier bewegen twee platen naar elkaar toe
Al s er plekken zijn op aarde waar nieuwe lithosfeer ontstaat en je weet dat de hoeveelheid aardkorst niet verandert dan
moeten er ook plaatsen zijn waar de lithosfeer weer verdwijnt. Dit gebeurt daar waar twee platen naar elkaar toe bewegen.
Je hebt drie soorten convergente bewegingen:
1.
2.
3.
Al s het een continentale plaatgrens en een oceanische plaatgrens betreft dan is het de relatief zware oceanische plaat,
di e voor een groot gedeelte uit basalt bestaat, die duikt onder de relatief lichte continentale plaat. Dit proces heet
s ubductie. Een voorbeeld hiervan i s de subductie ten westen va n Zuid Amerika. Hier beweegt de oceanische
Na zca plaat onder de Amerikaanse plaat.
Al s het twee continentale platen zijn die naar elkaar toe bewegen dan zal er gebergtevorming optreden (bijvoorbeeld
de Hi malaya).
De derde optie zijn twee naar elkaar bewegende oceanische platen (bijvoorbeeld Ja pan). Hierbij subduceert (zinkt) de
ouds te en daarmee de koudste en zwaarste plaat.
Op of vl a k bij convergente plaatgrenzen kunnen a ardbevi ngen, bergen en vulkanen voorkomen.
2.4.3
Transform plaatbeweging. Hier bewegen twee platen langs elkaar heen
Een bekend voorbeeld va n een transformbreuk op land is de San Andreas breuk in de Amerikaanse staat Californië. Veel
tra ns formbreuken bevinden zi ch echter onder water, ze komen voor bij het het onregelmatig verspringen va n de
s preidingsruggen (dit gegeven gebruiken we in opdracht 2-18 en 2-19). Bij tra nsform plaatgrenzen kunnen dus
a a rdbevingen voorkomen.
Met hetgeen we nu weten over de typen plaatgrenzen is het niet moeilijk de plaatgrenzen terug te vi nden i n de topografie
en ba thymetrie. De s preidingsruggen vormen l ange bergketens op de oceaanbodem. Subductiezones herken je a an een
di epzeetrog en va ak bevindt er zich een gebergtegordel op de rand va n de bovenliggende continentale plaat.
Tra ns formbreuken zijn met name i n de oceanen te herkennen aan het verspringen van de MOR, zie bijvoorbeeld figuur
2-24.
Opdracht 2-7 (verwerkingsopdracht): Verschillende plaatgrenzen
A, G
Bea ntwoord voor vi jf plaatsen, Jan Mayen, Valparaiso, Jakarta, Anchorage en de Galapagos eilanden, de vra gen a tot en
met d:
a. Wa t voor een s oort plaatgrens verwacht je?
b. Op ba sis va n welk gegeven uit de a tlas verwacht je deze grens?
c. Wel ke geologische fenomenen zullen er bij die plaatsen voorkomen die verband houden met de plaatgrenzen?
d. Control eer op Google Earth of deze geologische fenomenen er ook inderdaad voorkomen.
2.5
Bewegingen midden op de platen
Stri kt genomen stelt de theorie va n de plaattektoniek dat de platen zich als s tarre stukken ‘bolschil’ over de Aarde
bewegen. Alle vervormingen, zoals aardbevingen, vulkanen en gebergtevorming, worden geacht geconcentreerd te zijn bij
de pl aatgrenzen. Als je de wereldkaart va n de aardbevingen bekijkt, GB 192D (GB 174D), zie je dat dit niet overal opgaat.
Met na me de continenten bevatten uitgestrekte gebieden waar op meerdere plaatsen ver va n de plaatgrenzen
vervormi ngen optreden. Deze vervormingen worden ‘diffuse’ vervormingen genoemd. Een voorbeeld hiervan is het
a a rdbevingsgebied i n Nederland, in Limburg en een groot gebied i n Oost-Afrika, zie GB 162A (GB 146A). Het gedrag va n
deze diffuus voorkomende deformatiezones kunnen we tegenwoordig i n detail i n kaart brengen door toepassing va n
pl a atsbepaling met behulp va n satellieten (zie figuur 2-16). Betekenen deze nieuwe observa ties nu dat plaattektoniek in
fei te niet geldig is? Nee, dat is niet de juiste conclusie. Pl aattektoniek beschrijft een groot deel va n het gedrag va n de
bui tenste s chil va n de Aarde. De zones van diffuse vervorming kunnen we het best zien a ls complicaties op dat algemene
beeld.
30
De Bewegende Aa rde
Pl a a ttektoni ek
Figuur 2-16: Diffuus voorkomende deformatiezones in kaart gebracht met behulp van satellieten. De kleur geeft de mate van spanning
weer, blauw is weining, rood is veel. Bron: http://gsrm.unavco.org/model/images/1.2/global_sec_invariant_wh.gif
Opdracht 2-8 (verwerkingsopdracht): Deformatiezones
A
Al s je kijkt naar figuur 2-16 da n zie je een grote diffuus voorkomende deformatiezone in Afrika.
e. In welke Afrikaanse landen komt deze deformatiezone voor? Gebruik hierbij de a tlas.
In fi guur 2-16 kun je zien dat de deformatiezone naar het noorden toe verandert. De deformatiezone loopt dan over in een
pl a atgrens.
f. Wa t voor pl aatgrens is dit en, en welke processen vi nden daar plaats?
g. Wa t zou een mogelijk scenario kunnen zijn voor de geologische toekomst va n Oost- en West Afrika? Motiveer je
a ntwoord.
h. Kun je een dergelijk scenario ook aangeven voor Nederland en Duitsland? Gebruik daarvoor figuur 2-16 en GB76 (GB
70).
31
Plaattektoniek
De Bewegende Aa rde
EINDOPDRACHT H 2. Beantwoording hoofd- en paragraafvragen.
a. Geef een a ntwoord op zeven paragraafvragen en de hoofdvraag die a an het begin van dit hoofdstuk genoemd staan.
b. Heeft dit hoofdstuk voor jou ook nieuwe vra gen opgeroepen? Zo ja, s chrijf ze op.
Keuzeopdracht 2-20: Het magnetische veld bij de aarde
(naar eindexamenopgave 1998-I, VWO)
Bi j deze opgave gaan we rekenen a an het aardmagneetveld.
Voorkennis: Trillingen, amplitude, evenwichtsstand, trillingstijd, harmonische trilling,
vmax =
2π A
, magnetische inductie
T
(B) in tesla (T), magnetische flux (Φ) en het verband tussen (verandering) van flux en inductiespanning.
Een kompasnaald staat horizontaal opgesteld en geeft de ri chting aan va n de horizontale component B h va n de
ma gnetische veldsterkte van het aardmagnetische veld.
Men geeft de kompasnaald vervolgens een kleine uitwijking uit zijn evenwichtsstand. De punt va n de naald gaat dan
ha rmonisch tri llen met een a mplitude A va n 3,0 mm en een tri llingstijd T va n 1,8 s .
a. Bereken de s nelheid va n de punt va n de kompasnaald bij het passeren va n de evenwichtsstand.
Een s poel wordt evenwijdig a an B h opgesteld en aangesloten op een regelbare
s pa nningsbron. De kompasnaald wordt midden in de spoel geplaatst. Zie figuur
2-27. Men s tuurt een elektrische s troom door de spoel. De stroom in de spoel
i s zó gericht dat de richting va n het magnetische veld va n de spoel
tegengesteld is a an de ri chting va n B h. Bij een s troomsterkte va n 2,2 mA i n de
s poel blijkt de magnetische veldsterkte va n de s poel even groot als B h.
De res ulterende magnetische veldsterkte i n de spoel is dan nul. De naald gaat
da n na een duwtje niet slingeren, maar ronddraaien. De spoel is 25 cm l ang (= l
i n meter) en heeft 1600 wi ndingen (= N).
Figuur 2-17
Voor de grootte va n de magnetische veldsterkte i n een s poel geldt:
Bspoel = µ0
N×I
l
-7
Hi erin i s µ0 de magnetische permeabiliteit va n va cuum (=4π×10 ), N het
a a ntal windingen; I i s de s troomsterkte i n de spoel en l is de l engte va n de
s poel.
b. Bereken de grootte va n Β h .
De s panningsbron en de kompasnaald worden verwijderd. De uiteinden P en
Q va n de s poel worden nu verbonden met een instrument dat het verl oop
va n de s panning als functie va n de ti jd kan registreren. De spoel wordt
vervol gens va nuit de getekende s tand enkele malen met constante
hoeksnelheid rondgedraaid in een verticaal vlak. De draaizin is i n figuur 2-28
a a ngegeven. De verticale component
oml aag gericht.
Βv
va n het a ardmagnetische veld i s
Figuur 2-18
De i nductiespanning die bij het ronddraaien over de spoel ontstaat, is i n figuur 2-29 weergegeven als functie va n de ti jd t.
Eén va n de momenten waarop de spoel de in figuur 2-28 getekende stand passeert, wordt t = 0 ges teld.
c.
32
La a t met behulp van figuur 2-29 zi en dat de ri chting va n de magnetische veldsterkte
een hoek va n 68° ma akt met het horizontale vl ak.
Β van het aardmagnetische veld
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Uspoel
(mV)
Figuur 2-19
d. Bereken de grootte va n de magnetische veldsterkte B va n het aardmagnetische veld.
3.
Aardbevingen en Tsunami’s
De hoofdvraag in dit hoofdstuk i s:
Hoe veroorzaken de bewegende platen aardbevingen en tsunami’s, en hoe
kunnen we deze bewegingen steeds beter in kaart brengen?
Deze hoofdvraag wordt in dit hoofdstuk behandeld aan de hand va n de volgende paragraafvra gen:
•
•
•
•
•
•
Hoe kunnen we de plaats en de omvang va n een a ardbevi ng herkennen met behulp va n de golven die bij de
a a rdbeving ontstaan? (3.1)
Wa t i s de relatie tussen plaattektoniek en aardbevingen? (3.2)
Hoe verl oopt een aardbeving? (3.3)
Hoe bewegen de platen bij een aardbeving? (3.4)
Wa t i s de sterkte (magnitude) va n een a ardbevi ng? (3.5)
Hoe veroorzaken aardbevingen tsunami’s? (3.6)
33
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Doel: Het doel va n hoofdstuk 3 i s het beschrijven va n aardbevingen en tsunami’s, afleiden hoe de processen verlopen en
wa a r mogelijk de processen voorspellen. Dit doen we aan de hand va n de theoretische kennis die je hebt opgedaan tijdens
de l essen wiskunde en natuurkunde.
34
De Bewegende Aa rde
3.1
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Aardbevingsgolven
In deze paragraaf leer je hoe je uit de registratie va n golven die bij een aardbeving ontstaan, de plaats kunt berekenen waar
de a ardbeving heeft plaatsgevonden.
In hoofdstuk 1 en 2 hebben we gezien dat de platen bewegen.
Doordat het gesteente va n de platen niet vl oeibaar i s, verlopen
deze bewegingen niet continu; er vi ndt s teeds een opbouw va n
s pa nning plaats. Op een gegeven moment moet deze spanning zi ch
ontl aden. Dit uit zi ch i n schoksgewijze verplaatsingen langs
conta ctvl akken. Bij zo´n plotselinge verplaatsing va n het gesteente
l a ngs een contactvlak, of breukvlak, ontstaan trillingen, en dit
noemen we een aardbeving. De plek waar een aardbeving begint
noemen we de haard, of ook wel hypocentrum; het punt op het
a a rdoppervlak recht boven de haard is het epicentrum (zie figuur
3-1).
Figuur 3-1: Hypocentrum, of haard, en epicentrum. Bron:
www.knmi.nl
In fi guur 3-2 zi e je waar aardbevingen voorkomen. Het zi jn de
regi straties va n aardbevingen gedurende een periode va n 3 weken.
Figuur 3-2: Door de Amerikaanse Geologische Dienst geregistreerde aardbevingen in de periode 6-28 juni 2009. Bron:
http://neic.usgs.gov/neis/qed/.
Bi j een aardbeving tri lt het vaste gesteente. Deze tri llingen of golven planten zich voort door de Aarde en langs het
a a rdoppervlak. Seismografen registreren deze golven (zie figuur 3-3). Je hebt ruimtegolven en oppervlaktegolven.
Zoa ls je in fi guur 3-3 kunt zi en ontstaat er a ls gevolg va n een aardbeving een heel golfpatroon dat geregistreerd wordt door
de s eismograaf. Twee golven zi jn duidelijk te onderscheiden; de P-golf en de S-golf. Ui t deze golven i s heel direct
bel angrijke informatie over de aardbevingen a f te leiden. Vandaar dat we deze golven i n meer detail gaan bekijken. P- en Sgol ven zi jn ruimte golven. Het zijn golven die zich in 3 di mensies voortplanten. Dit houdt i n dat ze zi ch niet alleen langs het
a a rdoppervlak maar ook de diepte i n voortplanten.
(Zie http://www.geo.mtu.edu/UPSeis/waves.html voor meer informatie en applets van de bewegingen bij de P- en Sgolven.)
35
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Figuur 3-3: Schematische weergave van de waarneming van de golven met behulp van een seismograaf resulterend in een seismogram.
De Figuur laat een analoge registratie zien met behulp van pen en papier. Via de website van de seismologiegroep van de Universiteit
Utrecht (www.geo.uu.nl/Research/Seismology/) kun je het in Utrecht waargenomen seismischeFiguur
signaal3.4.
online
Longitudinale
bekijken. golf (P-golf)
De P-gol f, de primaire golf, komt bij een a ardbevi ng als eerste aan bij een s eismisch meetstation. Het zijn l ongitudinale
gol ven, met de trillingsrichting i n dezelfde richting a ls waarin de golf zi ch voortplant (zie figuur 3-4). Anders gezegd; bij Pgol ven bewegen de deeltjes i n dezelfde ri chting als waarin de golven zi ch voortplanten. Dit gebeurt ook bij geluidsgolven i n
l ucht. In de aardkorst hebben de P-golven een snelheid va n ongeveer 5-8 km/s, afhankelijk va n bijvoorbeeld de dichtheid
va n het gesteente.
Figuur 3-4: Longitudinale golf (P-golf)
De S-golf, de secundaire golf, is een tra nsversale golf. Deze golven hebben een tri llingsrichting die loodrecht op de
voortpl antingsrichting va n de golven s taat (zie figuur 3-5).
Hi erbij bewegen de deeltjes l oodrecht op de ri chting waarin de S-golven zich voortplanten. Ze hebben een aanzienlijk
l a gere voortplantings-snelheid (bijna 2x l ager) dan de longitudinale golven en komen dus later bij het meetstation aan.
Er s ta an ta lloze s eismografen verspreid over de wereld. De gegevens va n deze seismografen gebruiken we om i nzicht te
kri jgen i n de precieze plaats waar de aardbeving begon, en om inzicht te krijgen in de aard en de omvang va n de
a a rdbeving. Deze gegevens worden ook gebruikt om aardbevingsprocessen i n het algemeen beter te begrijpen.
Bi jvoorbeeld om beter te kunnen voorspellen waar een a ardbevi ng kan gaan plaatsvinden. Helaas kunnen er va ak geen
concrete waarschuwingen worden a fgegeven omdat het moeilijk blijft het exacte moment va n een beving te voorspellen.
36
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Figuur 3-5: Transversale golf (S-golf)
Om te oefenen met seismische golven kun je nu keuzeopdracht 3-9 ma ken. Deze is aan het eind va n dit hoofdstuk te
vi nden.
We ga a n eerst eens kijken hoe we aan de hand va n een aantal s eismogrammen de exacte locatie va n een a ardbevi ng
kunnen berekenen. De P- en S-golven die ontstaan bij een aardbeving verschillen i n snelheid en komen daardoor met een
zeker ti jdsverschil aan bij een gegeven seismograaf. Het verschil in a ankomsttijd is een maat voor de afstand tussen het
epi centrum van de aardbeving en de seismograaf.
In de vol gende opdracht (opdracht 3-1) worden de registraties va n één bepaalde a ardbevi ng, geregistreerd door
s eismografen die op vi jf verschillende plekken op Aarde zi jn opgesteld, gebruikt om de locatie va n het epicentrum te
cons trueren.
Opdracht 3-1 (verwerkingsopdracht): Lokalisatie van een aardbeving in Nederland
Op 13 a pri l 1992 om ongeveer 03:20 l okale tijd werd Nederland opgeschrikt door een aardbeving. Later bleek deze
a a rdbeving voor Nederland de s terkste geregistreerde bevi ng ooit te zi jn geweest. In deze opgave gaan we de volgende
vra gen beantwoorden:
a. Wa a r l igt het epicentrum va n de aardbeving?
b. Wa t i s het precieze ti jdstip va n de aardbeving?
Da a rbij maak je gebruik va n de vol gende gegevens:
- Het ti jdstip va n 3:20 l okale ti jd s taat gelijk aan 01:20 universele ti jd of Greenwich Mean Time (GMT).
- In de fi guren 3.6 en 3.7 zi e je 5 s eismogrammen va n de aardbeving. Deze seismogrammen zi jn afkomstig va n Duitse,
Bel gische en Nederlandse s eismografen. Het is een selectie va n de vele registraties va n deze beving die wereldwijd zijn
gedaan; deze beving is bijvoorbeeld ook geregistreerd i n Ca lifornië en Australië. Om de plaats va n het epicentrum zo
na uwkeurig mogelijk te berekenen maakt men gebruik va n de dichtstbijzijnde s tations.
- De s eismogrammen in figuren 3.6 en 3.7 zi jn weergegeven va naf het referentietijdstip 1 uur, 20 mi nuten en 15 s econden
(01:20:15) GMT (l et op, dit is een willekeurig tijdstip, dit is niet het begin va n de aardbeving, want wa nneer die aardbeving
i s dat weten we nog niet).
- Fi guur 3-8 geeft de plaats aan waar de s eismografen s taan.
- Fi guur 3-9 toont een gra fiek van de reistijden va n de P- en S-golf voor plaatsen tot maximaal 500 km va n het epicentrum.
Hi erbij is a angenomen dat de aardbeving op een diepte va n ca. 18 km i n de aardkorst plaatsvond. We zien dat het
ti jds verschil tussen de P- en de S-golf toeneemt naarmate de s eismometer verder va n het epicentrum a fstaat. We kunnen
dus uit het ti jdsverschil va n de P- en S-golf de afstand va n de s eismograaf tot het epicentrum (=epicentrale afstand)
berekenen.
Je ka n opdracht 3-1a en 3-1b verder zelf afronden of de stappen volgen zoals hiernaast aangegeven.
De stappen voor het beantwoorden van vraag 1a, waar ligt het epicentrum?
i
Ki es in i eder va n de 5 s eismogrammen het moment va n aankomst va n de P-golf en bepaal het verschil i n
a a nkomsttijd tussen P- en S-golf. De S-golf is moeilijk te identificeren en is daarom al aangegeven.
37
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
ii
iii
iv
De Bewegende Aa rde
Gebruik Figuur 3-9 om voor i eder s tation de epicentrale a fstand te bepalen.
Trek nu op de kaart va n Figuur 3-8 rondom ieder station een ci rkel met straal gelijk aan de bijbehorende
epi centrale a fstand.
Het epicentrum bevindt zi ch daar waar de cirkels elkaar (gemiddeld genomen) s nijden.
De stappen voor het beantwoorden van vraag 1b, wat is het tijdstip
Het i s nu ook mogelijk het tijdstip va n de aardbeving nauwkeurig te bepalen:
i
Bepaal de aankomsttijd va n de P-golf bij één va n de seismometers.
ii
Bepaal de reistijd va n de P-golf voor de betreffende epicentrale a fstand (Figuur 3-9).
iii
Trek de reistijd af va n de aankomsttijd va n de P-golf. Dat geeft je het ti jdstip waarop de a ardbevi ng plaats vond.
Slotvragen
c
Wa a rom gaan de ci rkels die je op de kaart hebt getrokken niet precies door één punt?
d Wa a rom gaan de l ijnen i n de grafiek va n de reistijden niet door de oorsprong?
38
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Figuur 3-6
Figuur 3-7
Figuur 3-6 en 3-7: Seismogrammen behorend bij opdracht 3-1
39
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Figuur 3-7: Kaart met de locaties van de seismografen (opdracht 3-1)
Figuur 3-8: Grafiek van de reistijden van de P- en S-golf voor plaatsen tot maximaal 500 km van het epicentrum
(opdracht 3-1).
De fi guren 3-6 tot en met 3-9 zi jn als pdf files op groter formaat apart beschikbaar. Hierop kun je de gegevens beter
i ntekenen. De a fstandschaal va n figuur 3-8 en figuur 3-9 zi jn identiek zodat afstanden direct kunnen worden overgenomen
op de kaart.
40
De Bewegende Aa rde
3.2
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
De relatie tussen plaattektoniek en aardbevingen
Opdracht 3-2 (voorkennis opdracht): Waar komen aardbevingen voor?
A, I
Lees onderstaand fra gment.
Mi dden-Amerika, 9 oktober 2005
De a a rdbevi ng i n El Salva dor en Guatemala had een kracht va n zeker 5,8 op de schaal van Richter. Het epicentrum va n de
bevi ng l ag op een diepte va n 28 kilometer i n de Grote Oceaan, 51 kilometer va n de Salvadoraanse stad Barra Salada.
Tot nu toe zi jn 610 s lachtoffers geteld.
a. Geef op het blanco wereldkaartje dat je gebruikt hebt bij H1 opdracht 1, a an waar de aardbeving, zoals hierboven
genoemd is, voorkomt. Geef ook a an waar de aardbevingen uit opdracht 1 en keuzeopdracht 1.9 voorkomen.
b. Geef op dit kaartje aan waar recente aardbevingen hebben plaatsgevonden. Je kan hierbij gebruik maken va n
http://www.earthweek.com/
c. Beki jk nu eens GB 192B (GB 174B). Wat va lt je op als je de l ocaties va n a ardbevi ngen vergelijkt met de plaatgrenzen
zoa ls ze in deze kaart vermeld staan? Zijn er ook uitzonderingen? Zo ja, zou je deze kunnen verklaren?
d. Wa t kl op er niet in het bovenstaande fra gment?
Aa rdbevi ngen komen met name voor bij twee soorten plaatgrenzen; daar waar de platen naar elkaar toe bewegen (de
convergente beweging; bij de subductiezones) en daar waar de platen langs elkaar bewegen (de tra nsforme beweging). Bij
de derde soort va n plaatgrenzen (de divergente beweging; de spreidende rug) is zeer weinig s eismische a ctiviteit.
Opdracht 3-3 (verwerkingsopdracht): Plaatbewegingen rond Japan
A
na a r aardrijkskunde examenvraag 2007-II
Aa n de noordwestzijde va n de Filippijnse plaat heeft een veel groter aantal aardbevingen plaatsgevonden dan aan de
oos tzijde.
a. Geef een verklaring voor dit verschil op basis va n de gegevens op kaartblad GB157 (GB140) en op kaart GB 192B
(174B).
Ui t a tlaskaarten GB 157A en D (GB140A en D) blijkt dat er een verband bestaat tussen de diepte va n het hypocentrum va n
een aardbeving en de a fstand tot de Japantrog.
b. Wel k verband bestaat er tussen de diepte va n het hypocentrum en de a fstand tot de Japantrog? Laat hierbij de
a a rdbevingen met een hypocentrum van minder dan 50 km buiten beschouwing.
41
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen bij subductiezones zijn va ak zeer krachtig. Omdat ze zo krachtig zijn is het ook makkelijker er onderzoek aan
te doen. Vandaar dat we op deze a ardbevi ngen dieper ingaan. We zoomen hiervoor in op de aardbevingen bij Sumatra
(Indonesië). De grote Sumatra aardbeving va n 26 december 2004 (zi e figuur 3-10) en de daarbij opgewekte ts unami waren
het gevolg va n de daar aanwezige actieve subductiezone. Het feit dat het een beving va n enorme sterkte betreft is al reden
genoeg voor speciale aandacht. Bovendien leert de enorme hoeveelheid aan meetgegevens die va n deze beving
bes chikbaar zi jn, mogelijk gemaakt door de huidige stand va n de techniek, ons veel over aardbevingsprocessen i n het
a l gemeen.
Figuur 3-9: Twee van de grote bevingen bij Sumatra; de aardbeving die de tsunami veroorzaakte (december 2004) en een tweede heftige beving
vlak daarna. In de Figuur staan ook de delen van het breukvlak aangegeven (de rupture zones) en wanneer ze actief waren. Bron: United States
Geological Survey (USGS).
De Sumatra beving va n 26 december 2004 i s één va n de allerzwaarste bevingen die sinds de begintijd va n s eismografische
regi straties (ca. 1900) heeft plaatsgevonden. Zoals bij alle aardbevingen wordt een aardbeving veroorzaakt door
bewegingen va n delen va n de Aarde ten opzichte va n elkaar langs een breukvlak. In de meeste gevallen is dit een al
bes taand breukvlak. Dit was ook het geval bij de Sumatra aardbeving. Opvallend is wel dat dit breukvlak bij Sumatra al
mi l joenen jaren actief is, én dat bij de beving va n december 2004 een uitzonderlijk lang deel va n dit breukvlak (meer dan
1000 km) a cti ef was.
42
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Figuur 3-10: Verschillende posities van het breukvlak ten zuidwesten van Sumatra. Per breukvlak (gekleurde hokken) staat
het jaartal van de aardbeving erbij en de sterkte van de aardbeving in seismisch moment (zie paragraaf 3.5). Bron: K. Sieh,
Caltech, USA.
De bevi ng past in het bekende patroon va n plaatbewegingen: de Indo-Australische plaat schuift onder de Euraziatische
pl a at (waar Indonesië deel va n uitmaakt). Zie GB 192B (GB 174B). Er i s hier dus s prake van een convergente plaatgrens en
een s ubductiezone.
De s ubductiezone l oopt langs de zuidwest-kust va n Sumatra en de zuid-kust va n Java (zie Figuur figuur 3-11 en figuur 3-12).
Ten zui den va n deze lijn bevindt zi ch de diepzeetrog (zie GB 194C (GB 174C)). Ter hoogte va n NW Sumatra beweegt de
Indo-Australische plaat met een snelheid va n 6 cm/jaar i n N-NO richting onder de Euraziatische plaat.
43
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Figuur 3-11: De beweging van de Indo-Australische plaat ten opzichte van de Euraziatische plaat. De oranje pijlen geven de bewegingsrichting van de platen
aan, de rode pijlen de bewegingsrichting van de aardbeving bij Sumatra van december 2004. Bron: Tsunami Laboratory, Novosibirsk, Russia.
Al s er een aardbeving heeft plaatsgevonden wil men de bewegingen die hebben plaatsgevonden zo snel mogelijk
ka ra kteriseren. De vra ag is daarbij; hoe heeft de ene plaat ten opzichte va n de andere bewogen? Een beweging l angs een
breukvlak vertelt hoe de bij de breuk aan elkaar grenzende blokken ten opzichte va n elkaar bewegen en is dus altijd een
ui tdrukking van relatieve beweging. Als die ‘blokken’ deel uitmaken va n twee l ithosfeerplaten dan vormt de ri chting va n de
beweging langs het breukvlak, ook wel aardbevings-slipvektor of ‘slip’ genoemd, een uitdrukking van relatieve
pl a atbeweging. Deze ‘slip’ kan snel (binnen een uur) na de beving bepaald worden. Hierbij gebruikt men een eerste analyse
va n de s eismogrammen i n verschillende s eismische s tations. Dit levert de zogenaamde haardmechanisme-oplossing
(reconstructie van de oriëntatie van de breuk en de richting va n beweging langs de breuk) die de beving in eerste i nstantie
goed karakteriseert.
44
De Bewegende Aa rde
3.3
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Het verloop van een aardbeving
Een voorbeeld waarbij we het verloop va n een aardbeving goed kunnen bestuderen is de Sumatra beving. De Sumatra
bevi ng had een ma gnitude va n ruim 9 (meer over magnitude i n paragraaf 3.5). Deze magnitude hangt s amen met de
grootte va n het breukvlak waarlangs de slip plaatsvond (die was ongeveer 1200 km) en de grootte va n de slip (die lag
tus s en de 2-20 meter).
Bi j deze beving is dus een uitzonderlijk groot deel van het breukvlak, 1200 km l angs de ZW-kust va n Sumatra en verder naar
het noorden, actief geweest (zie figuur 3-12). De beving is begonnen i n het ZO deel va n het geactiveerde breukvlak en heeft
zi ch i n NW richting uitgebreid. De voortplanting langs de breuk duurde 12 mi nuten. De slip plantte zi ch dus voort over een
a fs tand va n 1200 km i n 12 mi nuten (1,7 km/s) i n NW ri chting. De verplaatsing langs het breukvlak heeft op delen va n het
a cti eve breukvlak waarden bereikt va n 15-20 meter l angs het breukvlak omlaag. Op a ndere delen was die veel kleiner: ci rca
2 meter. Hoe verklaren we als eerste deze grote verplaatsing l angs het breukvlak? En als tweede hoe verklaren we het grote
vers chil; oftewel waarom is er s oms zo’n grote verplaatsing en soms een kleine?
Ten eerste, hoe verklaren we de grote verplaatsing langs het breukvlak? Gemiddeld is de s nelheid va n relatieve
pl a atbewegingen enkele centimeters per jaar. Hoe komen we dan opeens aan 20 meter i n 12 mi nuten? In algemene zi n
gebeurt er i n de jarenlange periode vóór de beving het volgende (zie figuur 3-13): De s panning bouwt zi ch op doordat de
s ubducerende plaat elk jaar enkele centimeters onder de bovenliggende plaat wil schuiven. Dit kan echter niet omdat de
pl a at wordt tegengehouden door de wri jving. Als de spanning op een zeker moment de wri jving overstijgt vi ndt de
verpl aatsing (slip) ineens plaats. Denk aan een grote zware kast die je wilt verplaatsen. Eerst duw je heel hard (de spanning
bouwt zi ch op) en dan verschuift de kast opeens. Bij een aardbeving gebeurt i ets vergelijkbaars.
Wa t i s nu als tweede een verklaring voor het verschil tussen 2 tot 20 meter? Op delen va n het breukvlak i s onder a ndere
door va ri aties i n eigenschappen va n het materiaal (meer of minder wrijving) de relatieve beweging l angere of kortere ti jd
gebl okkeerd geweest. In a ndere woorden; op sommige plekken was er minder wrijvi ng en i s er mi nder s panning
opgebouwd, maar op a ndere delen was er juist heel veel wrijvi ng en i s er een grote s panning ontstaan. Op de plekken waar
Figuur 3-12: Verschillende fases die onderscheiden worden in de periode voor een aardbeving (boven en midden) en tijdens de beving
(onder). Bron: www.usgs.gov
45
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
wei nig spanning was opgebouwd gaf de relaxatie slechts een kleine relatieve verplaatsing (2 m), maar bij plekken waar veel
s pa nning was opgebouwd gaf deze een grote relatieve verplaatsing (20 m). Dit is de verklaring va n dit grote verschil.
Je ka n deze gebeurtenissen onderverdelen i n fasen, die duidelijk zijn geïllustreerd in figuur 3-13. Hi erbij past de vol gende
ui tl eg:
Bi j voortdurende spanning a an weerszijden va n een breuk op diepte bouwt er zi ch s panning op (zie fase 1). De platen zullen
zi ch a an de ra nden vervormen (fase 2), totdat de s panning te groot wordt en er relaxatie (afname va n spanning) optreedt
door mi ddel van een aardbeving (fase 3): door een plotselinge beweging langs de breuk bewegen de platen langs elkaar en
zi e je aan het aardoppervlak (of op de oceaanbodem) een groot verschil.
Deze beweging kunnen we nabootsen met een eenvoudige experimentele opstelling va n wrijvingsproeven met elastische
s pa nning.
46
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Practicum/demo s tick-slip gedrag
Met een eenvoudig experiment wordt getoond hoe een continue beweging (bijvoorbeeld een plaatbeweging) kan
res ulteren i n s choksgewijze bewegingen (aardbevingen) langs een contactvlak (het breukvlak). Het experiment omvat een
gl i der die over een ondergrond kan bewegen (zie foto’s figuur 3-14). Zowel ondergrond a ls onderkant va n glider zijn
eni gszins ruw. Via een elastisch koord dat door een kleine l ier opgewonden wordt, wordt de glider onder spanning gezet.
Door de wrijvi ng tussen de glider en de ondergrond kan de zi ch opbouwende s panning i n het koord i n eerste instantie
worden weerstaan. Bij oplopende spanning wordt de weerstand overwonnen en beweegt de glider s choksgewijs. Dus een
s choksgewijze beweging ten gevolge van een continu opwinden va n het koord. Door de glider te belasten wordt de druk op
het conta ctvlak en dus de wrijving verhoogd. De weerstand is groter en het bewegingspatroon vertoont mi nder maar wel
grotere s chokken.
Bi j deze demonstratie wordt duidelijk aangetoond hoe belangrijk de eigenschappen va n het breukvlak (ruw, glad,
oneffenheden) en de rol va n normaalspanning (druk op breukvlak) zi jn op de soort s chok (beving) die je krijgt. Het materiaal
moet zo gekozen worden dat er flinke wrijving optreedt. De wrijving neemt toe met toenemende druk op het contactvlak.
Op een echt breukvlak wordt de wrijving veroorzaakt door de eigenschappen va n de gesteenten die met elkaar i n contact
zi jn en vooral ook door “oneffenheden” op de twee zi jden die langs elkaar s chuiven.
Figuur 3-14: Drie foto's van de demonstratie stick-slip gedrag.
47
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Opdracht 3-4 (verwerkingsopdracht): Stick-slip gedrag
Al s je een sleetje wilt voorttrekken over de sneeuw, dan i s het begin altijd het moeilijkst. Wa nneer de slee eenmaal (met
cons tante s nelheid) beweegt, dan gaat het relatief makkelijk. Om de slee i n beweging te kri jgen moet je de grootste
trekkra cht l everen. Dat komt niet alleen doordat je i n het begin moet versnellen. Het verschil wordt in elk geval ook
veroorza akt door een verschil in wrijvingskrachten. Tussen va ste oppervl akken bestaat wrijving zelfs wanneer die
oppervlakken s piegelglad lijken. Op microscopische s chaal zijn ze bijna altijd ruw. Dat is zeker va n belang bij glijden, maar
ook nog heel vaak bij rollen.
Je kent de verschillende s oorten wrijvingskrachten: rol-, glij- en l uchtwrijving. Ma ar hier gebruiken we een andere indeling.
Het ga at hier om het verschil tussen statische en dynamische wri jving.
De statische wrijving wi js t op een kracht tussen twee oppervlakten die niet ten opzichte va n elkaar bewegen. Deze
objecten zijn dus s tatisch. Denk aan een boek dat op een tafel (s til) ligt. Als je geen horizontale kracht uitoefent op het
boek, dan blijft het liggen. Ma ar stel je oefent wel een kra cht uit en het blijft toch l iggen, dan is het de s tatische
wri jvi ngskracht, die beweging voorkomt. Zolang het boek blijft liggen (snelheid constant en nul) is er geen resultante kracht
en moet de statische wrijvingskracht gelijk zijn aan jouw duwkracht. Immers F totaal is 0. Om het boek te verplaatsen moet
jouw duwkracht groter zijn dan de s tatische wri jvi ngskracht. Dan heb je de maximale s tatische wrijvi ngskracht overwonnen.
De grootte van de statische wrijvingskracht kan dus va riëren tussen nul en de maximale statische wrijvingskracht. De
ri chti ng va n de s tatische wri jvi ngskracht is altijd tegengesteld a an die va n de duwkracht en voor de grootte hebben we de
vol gende relatie: F ws ≤ fs * F n. Da a rbij geldt dat F ws s taat voor de statische wrijvingskracht (i n N), fs s taat voor de s tatische
wri jvi ngscoëfficient (geen eenheid) en F n i s de normaalkracht (in N). De w s taat voor wri jving en de s voor s tatisch. Het
teken “≤” houdt i n dat de statische wrijving óf kleiner dan de coëfficiënt maal de normaalkracht is, óf bijna even groot. Dit
eers te is het geval als het object nog niet beweegt, het tweede is het geval a ls het object op het punt staat om te gaan
bewegen. In andere woorden: de statische wrijvingskracht neemt l ineair toe naarmate er meer kracht op uit wordt
geoefend, tot de maximale waarde wordt bereikt. Dan gaat het over naar de dynamische wri jving.
Wa nneer het boek beweegt is er ook nog wrijving. De dynamische wrijvingskracht neemt het dan over va n de s tatische.
Deze is lager dan de s tatische; daarom is het voortbewegen va n een object makkelijker a ls het eenmaal beweegt. De
ri chti ng va n de dynamische wrijvingskracht is tegengesteld aan de richting va n de beweging. Hij werkt i mmers de
voorwa artse beweging tegen. De grootte va n de wri jvi ngskracht wordt bepaald door de ruwheid va n de oppervlakten va n
bei de voorwerpen en is rechtevenredig met de normaalkracht (in dit geval van de tafel op het boek). Dit i s een redelijk
betrouwbare relatie. Het is echter geen wet. F wd = fd * F n met F wd voor de dynamische wri jvi ngskracht (in N), fd voor de
dyna mische wrijvingscoëfficiënt (geen eenheid) en F n is de normaalkracht (in N). Hier s taat weer de w voor wrijving en de d
voor dyna misch. Deze kracht is constant en neemt niet toe. Daarom staat er een “=” teken.
In de ta bel bij deze opdracht s taan wa t voorbeelden. Let wel op en besef dat de wri jvingscoëfficiënt afhankelijk is va n de
vochti gheid en of het oppervlak geschuurd i s of niet. Je ziet in deze ta bel dat altijd geldt: fwd < fws
a. De s ta tische wri jvi ngscoëfficient is altijd groter dan of gelijk a an oppervlakten
de dyna mische wrijvingscoëfficient. Hij kan niet kleiner zijn!
hout op hout
Geef hiervoor een verklaring.
0,4
i js op ijs
0,1
meta al op metaal, gesmeerd
0,15
meta al op metaal, niet gesmeerd
0,7
rubber op droog beton
1,0
rubber op nat beton
0,7
rubber op andere oppervl akten
1-4
k
48
statische wrijvingsc
ll
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
b. Beki jk de schets bij deze opdracht. Wat moet er s taan bij de l etters A t/m E ?
49
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
3.4
De Bewegende Aa rde
De beweging van de platen bij een aardbeving
De beweging va n de a ardbevi ng van Sumatra was niet i n dezelfde ri chting als de plaatbeweging (N-NO). De beweging langs
het breukvlak, de ‘slip’, was meer oostelijk georiënteerd, l oodrecht op de trog l angs de ZW kust va n Sumatra . Om di t
mogelijk te maken moet er s prake zi jn va n ‘strain partitioning’. Di t houdt in dat de verkorting niet s chuin gaat maar wordt
opgedeeld in twee componenten, loodrecht op elkaar. In andere woorden: De relatieve plaatbeweging wordt niet
opgenomen door a lleen het subductiecontact (zie figuur 3-14, l inks) maar door het s ubductiecontact plus een tweede breuk
va n het tra nsformtype die de ra nd va n de bovenliggende plaat doorsnijdt (zie figuur 3-14, rechts). Dit zijn dus de twee
componenten: één loodrecht op het contact (subductie) en één evenwijdig (tra nsversaal).
Bi j Sumatra vonden deze twee componenten op een ander ti jdstip plaats. De 2004 Sumatra beving representeert de eerste
component, de s ubductie (rood omlijnde va k i n figuur 3-14 rechts). Een aardbeving op 6 ma art 2007 (zi e krantenbericht
hi eronder) representeert de tweede component (het geel omlijnde blok nabij de kust beweegt ten opzichte va n het gebied
ui terst rechts). Deze tweede component vond plaats langs een aparte (verticale) breuk die evenwijdig a an de ZW kust op
Suma tra l oopt (de “Great Sumatra Fault”). Dit is dus de tra nsversale breuk. Bij de 2004 bevi ng was dit verticale breukvlak
ni et a ctief. Samenvattend heet deze verdeling tussen twee componenten, tussen s ubductiecontact en tra nsformcontact,
strain partitioning.
Figuur 3-13: Schematische weergave van een aardbeving. Links zie je met de pijl aangegeven de beweging van
de plaat, en het breukvlak. Rechts zie je in het rode blok de aardbeving van Sumatra 2004. De beweging van
het geel omlijnde blok ten opzichte van het blok uiterst rechts komt overeen met de aardbeving van 6 maart
2007.
Ti entallen doden bij aardbevingen Sumatra (va n www.nrc.nl, 6 ma art 2007)
Pa da ng, 6 ma art. Twee aardbevingen hebben op het Indonesische eiland Sumatra va nmorgen zeker 69 l evens gekost.
Omda t honderden gebouwen zi jn ingestort, wordt verwacht dat het dodental zal oplopen. Ook i s uit a fgelegen gebied nog
geen informatie over s lachtoffers of s chade binnengekomen.
Het epicentrum lag op land, onder de plaats Solok, ten noorden va n de West-Sumatraanse provi nciehoofdstad Pa dang. De
eers te beving, om elf uur l okale tijd, had een kracht va n 6,3 op de schaal va n Richter, de tweede, om één uur, een kracht
va n 6,0. Bei de vallen i n de ca tegorie ‘zware a ardbevi ngen’, en werden ook in Maleisië en Singapore gevoeld.
In gebieden waar veel aardbevingen voorkomen kunnen vaker onderlinge verbanden tussen a ardbevingen zijn zoals strain
partitioning. Di t gebeurt niet alleen i n twee verschillende richtingen op dezelfde plek, maar soms komt het fenomeen va n
strain partitioning ook voor a ls er op verschillende plaatsen twee bevingen zijn in gelijke richting. Dit is omdat deze strain,
oftewel duw kracht, ook wordt verdeeld (partitioned) over twee bevi ngen.
Een voorbeeld hierva n zien we ook terug bij Sumatra. De beving va n 26 december 2004 werd op 28 ma art 2005 gevolgd
door een zware beving (magnitude 8,7) va n hetzelfde type (onderschuivi ng ofwel subductie, het rode vierkant i n figuur
3-14) di rect ten ZO va n het breukvlak va n de 2004 beving. Is deze tweede grote bevi ng op een of andere manier
veroorza akt door de 2004 beving, namelijk door het toevoegen va n extra spanning? In het a lgemeen is het zo dat een
50
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
a a rdbeving l eidt tot spanningsverlaging. Echter i n enkele gevallen kan een aardbeving ook leiden tot een l okale
s pa nningsverhoging. Dit gebeurt vooral bij het einde van het actieve breukvlak. Als de spanning daar a l dichtbij de kritische
wa a rde (grens tussen s tilstand en een bevi ng) was, zorgt deze extra s panning ervoor dat er al bijna weer een beving wordt
veroorza akt. De beving va n 2004 heeft dus i nderdaad geleid tot de beving va n 2005 omdat er aan het einde va n het actieve
breukvlak juist extra spanning werd toegevoegd door de verschuiving uit 2004.
In opdracht 3-6 ga an we rekenen met het ontbinden va n een relatieve plaatbeweging. Daartoe gaan we verder waar we in
pa ra graaf 2.6 a an begonnen waren; bewegingen op een bol. opdracht 2-17 ging over het bepalen va n de rotatiepool va n
twee platen ten opzichte va n elkaar. Bekijk die opdracht nog eens.
Zowel i n het platte vlak als op de bol gelden de volgende zaken:
•
•
•
De onderlinge beweging van twee draaiende platen is weer een draaiing van de een ten opzichte va n de a nder.
De rota tiepool va n deze onderlinge beweging ligt op de lijn (grootcirkel) die de polen verbindt.
De verhouding va n de twee snelheden bepaalt waar op die lijn (grootcirkel) deze rotatiepool zi ch bevindt.
Met wa t goniometrie zou je deze punten i n het platte vlak kunnen aantonen en je zou ook de rotatiepool en de
hoeksnelheid va n de onderlinge beweging kunnen berekenen. Op de bol is dat misschien wat lastiger, maar de concepten
zi jn hetzelfde; het kan.
Op de bol blijkt dan nog:
•
Al s je rotaties voorstelt als vectoren in de asrichting met een lengte die evenredig i s met de hoeksnelheid, dan
gel dt de optelwet voor vectoren. Deze houdt i n dat je de vectoren i n x en y componenten moet opsplitsen. Dan
ka n je de x componenten bij elkaar optellen, en hetzelfde doen met de y componenten.
De berekeningen op de bol laten we over aan speciaal daarvoor gemaakte computerprogramma’s. Een dergelijke
progra mma vi nd je op www.geo.uu.nl/jcu onder Sumatra beving. Dat de nieuwe rotatiepool inderdaad op de grootcirkel
door de twee polen loopt, is overigens niet altijd gemakkelijk te zien aan de coördinaten die het programma a flevert.
Opdracht 3-5 (verwerkingsopdracht): Bepaling rotatiepool plaat C en D met het computerprogramma.
a. Onderzoek wat het computerprogramma i n de situatie va n opdracht 17 ui t hoofdstuk 2 doet als C nu het punt (0°, 0°)
op Aa rde is en D het punt (1°, -1°). In dat geval zou je wel moeten kunnen zien of het resultaat op de grootcirkel door C
en D l i gt.
b. Toets met hetzelfde punt C ook het punt D = ( 90°, 0°). Neem de onderlinge snelheden gelijk of tegengesteld en
control eer de beweringen in de hierboven genoemde punten 1 t/m 4.
Hi er kan je keuzeopdracht 3-10, ‘vers chi llen va n rotaties a ls verschil va n vectoren’ maken. Deze opdracht vi nd je aan het
ei nd va n dit hoofdstuk.
Voor bewegingen op een bol (zie ook hoofdstuk 2, opdracht 17, 18, 19 en hoofdstuk 3 opdracht 5) gelden verder:
•
•
•
Een “rota tie” kan worden voorgesteld door een vector die aangrijpt in de rotatiepool en die beweegt met een
bepaalde hoeksnelheid. Een rotatie wordt dus vastgelegd met 3 getallen: (1) de lengtegraad va n de rotatiepool en
(2) de breedtegraad va n die pool, welke samen het a angrijpingspunt bepalen, en (3) de hoeksnelheid in graden
per mi ljoen jaar [°/My]. Sa men definiëren deze getallen een vector, de rotatievector, die wijst in de richting va n
de pool en die een l engte heeft die overeenkomt met een bepaalde hoeksnelheid. Deze rotatievector wordt
ui tgedrukt in [rad/My].
Rota ties zijn te combineren. Denk bijvoorbeeld aan de beweging va n Afri ka t.o.v. Eurazië. We kennen va n zowel
Afri ka als va n Eurazië de beweging t.o.v. Noord-Amerika. De rotatiepool va n Afri ka t.o.v. Eurazië volgt dan als
ω Afr(Eur) = ω Afr(NAm) + ω NAm(Eur) = ω Afr(NAm) + -1 *: ω Eur(NAm)
De betekenis van de laatste term: omkering va n de volgorde va n de platen komt neer op het omkeren va n het
teken va n de hoeksnelheid.
Opdracht 3-6 (toepassingsopdracht): Ontbinding van relatieve plaatbeweging
Bi j deze opdracht ga je eerst bekijken waar de rotatiepool l igt die de beweging va n de s ubductie bij Indonesië beschrijft.
Deze subductie is het gevolg va n de onderschuivi ng van de Indo-Australische plaat onder de Euraziatische plaat. Daarna ga
je ki jken hoe de bewegingen precies verlopen. Hierbij is dus sprake va n ‘s train partitioning’.
51
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Fi guur 3-15 toont een kaart va n Zuidoost Azië met de grenzen tussen de verschillende grote en kleine tektonische platen.
Het centrale deel va n het getoonde gebied, met daarin het grootste deel va n Indonesië, kun je als een onderdeel va n de
Eura ziatische plaat beschouwen.
Ta bel 3-1 geeft de getallen va n het globale snelheidsmodel “NUVEL-1A”. Voor ieder va n de belangrijkste platen s taan de
coördi naten vermeld va n de rotatiepool (breedte- en lengtegraad) en de (hoek-)snelheid va n rotatie. De s nelheid die
gegeven is, is de relatieve snelheid: ieder va n de getabelleerde polen beschrijft een beweging ten opzichte va n de Pacifische
pl a at.
a. Bereken de rotatiepool die de subductie onder Indonesië beschrijft. Gebruik hierbij de i nformatie i n tabel 3-1 en het bij
deze opdracht behorende computerprogramma (www.geo.uu.nl/jcu; de Sumatra beving). LET OP: het programma
vraagt snelheden in graden per miljoen jaar.
b. Bepaal nu met hetzelfde programma de ri chting en grootte va n de s nelheid ter plekke va n de plaatgrens. Doe dit voor
tenmi nste 3 l ocaties: de punten va n de plaatgrens met l engtegraad 100°O, 105°O en 110°O. Teken de
s nelheidsvectoren i n op figuur 3-15. Gebruik daarbij een s chaal va n 1 cm = 10 mm/ja ar. Zi jn er belangrijke verschillen
i n s nelheid tussen de verschillende punten? Waarom wel of juist niet?
c. Bepaal voor ieder va n de 3 l ocaties de grootte va n de verwachte trog-parallele component. Je kunt dit doen door
mi ddel va n een constructie op de kaart fi guur 3-15. Op welke plaatsen verwacht je dat de ra nd va n de bovenliggende
pl a at versneden zal zi jn door een trog-parallele zi jschuiving? In welke ri chting beweegt potentieel de dunne strip plaat
tus s en subductiezone en zijschuiving?
d. Op l engtegraad 100° O i s de uit de haardmechanismen va n a ardbevi ngen afgeleide ri chting va n s ubductie 31° oostelijk
va n het noorden. Bepaal de grootte va n de s nelheden van subductie en trog-parallele zijschuiving.
plaat
Afri ka
Anta rcti ca
Ara bi ë
Aus tra lië
Ca ri ben
Cocos
Eura zi ë
India
Noord-Amerika
Na zca
Zui d Amerika
NB graden
59.160
64.315
59.658
60.080
54.195
36.823
61.066
60.494
48.709
55.578
54.999
OL graden
-73.174
-83.984
-33.193
1.742
-80.802
251.371
-85.819
-30.403
-78.167
-90.096
-85.752
Tabel 3-1 Snelheden van de platen t.o.v. de Pacifische plaat, NUVEL-1A (De Mets et al, 1994)
52
Snelheid graden/Myr
0.9270
0.8695
1.1107
1.0744
0.8160
1.9975
0.8591
1.1034
0.7486
1.3599
0.6365
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Figuur 3-14: Kaart van Zuidoost Azië met de grenzen tussen de verschillende tektonische platen.
3.5
De sterkte (magnitude) van een aardbeving
Er zi jn meerdere manieren waarop je aardbevingen kan meten. Wij behandelen in deze paragraaf de drie meest bekende
methodes; de Mercalli schaal, de Richter s chaal en het 'seismische moment'. De s chaal van Richter is de meest bekende
ma nier om aan te geven wa t de kracht va n een aardbeving i s. Voordat Richter deze s chaal definieerde, werd er gewerkt
met de s chaal va n Mercalli.
SCHAAL VAN MERCALLI
De gevolgen va n een a ardbeving kunnen worden weergegeven met de schaal va n Mercalli. Deze s chaal geeft de i ntensiteit
va n de optredende trillingen weer. Deze tri llingen zi jn de directe oorzaak va n s chade. De i ntensiteitsschaal va n Mercalli is in
1902 ontworpen door de Italiaan Giuseppe Mercalli (1850-1914). De i ntensiteit is een aanduiding voor wat er op een
bepaalde plaats wordt waargenomen a ls gevolg va n een aardbeving, dus wat de effecten zijn op bijvoorbeeld mensen,
voorwerpen, gebouwen en het landschap. De intensiteit is a fhankelijk va n de a fstand tot het epicentrum en va n het soort
ondergrond. Hoe groter de epicentrale a fstand i s, hoe minder de grond zal bewegen en hoe kleiner de s chade, dus hoe
kl einer de i ntensiteit. Maar de i ntensiteit kan toenemen wanneer de lokale ondergrond de s eismische tri llingen versterkt ,
zoa ls dat het geval was bij de zware aardbeving in Mexico in 1985.
De Merca lli-schaal is verdeeld i n 12 delen, aangegeven met Romeinse cijfers. De schaalverdeling l oopt van I (beving niet
gevoeld, kan slechts door instrumenten geregistreerd worden) tot XII (buitengewoon ca tastrofaal). De Mercalli-schaal
wordt veel gebruikt om de s terkte te schatten va n bevingen van voor circa 1900 di e niet door seismografen geregistreerd
zi jn. De benodigde waarnemingen zijn vaak beschikbaar uit schriftelijke verslagen.
(Voor meer informatie over de s chaal va n Mercali zie
http://www.knmi.nl/cms/content/25688/de_intensiteitenschaal_van_mercalli)
In 1935 kwa m de Amerikaanse seismoloog Cha rles Richter met een schaal die gebaseerd i s op de sterkte va n de tri llingen
zoa ls die gemeten worden door een s eismograaf.
53
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
SCHAAL VAN RICHTER
De ma gnitude (de s terkte uitgedrukt i n eenheden op de schaal va n Richter) wordt berekend aan de hand va n de grootte
va n de uitslagen va n de registratie va n de a ardbevi ng. De seismoloog past hierop correcties toe om de i nvloed va n de
a fs tand tussen epicentrum en s eismisch station i n rekening te brengen. Met het toenemen va n de afgelegde a fstand
verl i ezen de seismische golven door geometrische spreiding en a bsorptie een deel va n hun trillingsamplitude.
Di t l aatste vereist wellicht wat meer uitleg: Naarmate de afstand va n epicentrum toeneemt worden de trillingen dus om
twee redenen zwakker. De eerste is dat de golven en de energie va n de golven breder worden uitgespreid, gemiddeld heeft
een golf dan mi nder energie. Dit heet geometrische spreiding.
De tweede reden i s de absorptie; oftewel de opname va n (trillings)energie door de grond; dit komt door wrijving va n de
deeltjes in de grond.
Om je di t beter te kunnen vi sualiseren kan je denken a an een kei die je in het water laat va llen. De golven vl akbij het punt
wa a r de kei vi el zijn het hoogst, en de golven breiden zich in ci rkels uit. De afname van de hoogte komt dus door de
s preiding va n de golven én de wri jvi ng van de waterdeeltjes.
De s chaal va n Richter is l ogaritmisch. Dit betekent dat een ti en keer grotere uitslag op het s eismogram overeenkomt met
een toename va n één magnitude-eenheid, dus met 1. In andere woorden, een beving va n 8 op de s chaal va n Richter geeft
ti en keer grotere a mplitudes dan een beving va n 7 op de s chaal va n Richter. Hoe zwaarder de aardbeving hoe minder va ak
ze voorkomen:
Kracht op de schaal van Richter
Gemiddeld aantal voorkomens per jaar
>8
1 keer per ja ar
7-8
18 keer per ja ar
6-7
108 keer per jaar
5-6
800 keer per jaar
4-5
6200 keer per jaar
3-4
49000 keer per jaar
2-3
300000 keer per jaar
Tus s en de intensiteit (Mercalli) en de magnitude (Richter) va n een aardbeving bestaat een duidelijk verschil. De intensiteit
va n een bevi ng is afhankelijk van de plaats waarop je meet. De magnitude is daarentegen onafhankelijk va n de plaats
wa a rvoor deze wordt berekend en dus karakteristiek voor de sterkte va n de aardbeving zelf.
Opdracht 3-7 (verwerkingsopdracht): De schaal van Richter
Een proefondervi ndelijk verband tussen de energie va n de bevi ng en de Richter magnitude wordt door de volgende formule
gegeven: 10logE = 5,24 + 1,44M
wa a rbij E=energie (in joule) en M = Ri chter magnitude
a. Hoeveel energie komt er vri j bij een aardbeving met een kra cht va n 5 op de s chaal va n Richter? Hint: gebruik: 10log(E)=
a geeft E = 10a. Dit volgt uit de standaard logaritme regels.
22
Het zonlicht l evert op Aarde per dag 10 J a a n energie.
b. Wel ke aardbeving levert evenveel energie als het zonlicht va n één dag?
Soms s telt men dat kleine bevingen een veiligheidsventiel zi jn voor grotere bevingen. Dit houdt in dat tijdens de kleine
bevi ngen steeds een beetje spanning wordt ontladen, terwijl als deze spanningen zich zouden opstapelen er een veel
grotere a ardbeving zou zijn. Stel dat er i nderdaad een va ste hoeveelheid energie weg moet.
c. Hoeveel bevingen met een kracht va n 5 op de s chaal van Richter zijn er nodig om 1 beving met een kra cht va n 8 op de
s cha al va n Richter te voorkomen? Vergelijk hierbij de hoeveelheden energie in J.
54
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Tegenwoordig wordt va ker gebruik gemaakt va n het seismisch moment, omdat dit een fys ische (natuurkundige) maat va n
de a ardbeving zelf is.
SEISMISCH MOMENT EN ‘MOMENT MAGNITUDE’
Recentelijk is er nog een derde methode ontwikkeld om de omvang va n bevingen te meten, het s eismisch moment. Daaruit
i s de 'moment magnitude' ontwikkeld.
Het s eismisch moment (M0) wordt gegeven door de s chuifmodulus G va n het gesteente langs het breukvlak te
vermenigvuldigen met de gemiddelde verplaatsing (slip) van het breukvlak (dgem) en het totale oppervlak va n de breuk,
a a ngegeven met een A voor Area.
In formule vorm: M0 = G x dgem x A . De eenheid va n M0 i s Newton· meter (N·m).
De meest recente magnitudeschaal is hieruit a fgeleid en heet de 'moment magnitude' (1977). De formule voor deze
ma gnitude is: Mw = log M0 /1.5 – 6.07. De wa arde die met deze methode gevonden wordt, komt ongeveer overeen met de
Ri chter magnitude.
Het s eismisch moment is dus a fhankelijk va n de s chuifmodulus va n het gesteente, en de verplaatsing langs het breukvlak,
zoa ls hierboven in formule vorm is gezet. Het zegt dus iets over wa t er i n de bron gebeurt en niet iets over de effecten
da a rvan op een bepaalde afstand. Dit is natuurlijk precies het tegenovergestelde va n de Richter én Mercalli schaal.
Het s eismisch moment kan met behulp va n seismogrammen bepaald worden of uit veldwaarnemingen aan de breuk.
De 'moment magnitude' is met name va n belang voor hele grote aardbevingen (> 7.5), wa nneer de schaal va n Richter een
onderschatting geeft va n de sterkte va n de aardbeving. De s terkte va n de Sumatra a ardbevi ng, berekend met het seismisch
moment, is 9,3. Di t zou kunnen betekenen dat de Sumatra aardbeving, naar sterkte gemeten, niet op de vi jfde plaats va n
a l le aardbevingen ooit, maar op de tweede plaats komt. Voordat dit zeker is, zullen opnieuw berekeningen moeten worden
ui tgevoerd aan de Chili aardbeving uit 1960 en de Alaska aardbeving uit 1964 met dezelfde methoden. Dit is geen
eenvoudige opgave omdat de instrumenten in die tijd veel minder gevoelig waren.
3.6
Het verband tussen aardbevingen en tsunami’s
Ts unami's zijn enorme watergolven die (onder andere) worden veroorzaakt door aardbevingen onder water. Het
beroemdste voorbeeld daarva n is de tsunami uit 2004 op Sumatra. Als er i n de bodem va n de oceaan bij een verschuivi ng
l a ngs een breuk ook beweging in verticale zin plaatsvindt kan er een tsunami ontstaan. Bij de 2004 beving was dit i n sterke
ma te het geval.
De opheffing va n de oceaanbodem gaat gepaard met opheffing va n watermassa (toename va n potentiële energie), waaruit
de ts unami voortkomt (zie ook fi guur 3-13, fa se 3). De opgewekte golf gaat alle ri chtingen op, dus zowel richting kust en als
ri chti ng open oceaan (zie fi guur 3-16). De opgewekte golven hebben een zeer grote golflengte en dempen maar langzaam
ui t. De eerste beweging kan een opwaartse maar ook een neerwaartse zijn. In het laatste geval valt bij aankomst va n een
ts unami de kuststrook eerst droog.
55
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De voortplantingsnelheid is een functie va n de diepte van de zee of oceaan;
De Bewegende Aa rde
.
In deze formule staat de v voor de voortplantingssnelheid va n de golf, g s taat voor de zwaartkrachtsversnelling oftewel 9,81
m/s 2, en de h s taat voor de diepte va n de oceaan.
De gemiddelde voortplantingssnelheid bij deze tsunami was 750 km/h.
Je zi et in deze formule dat als de waterdiepte a fneemt, oftewel wanneer de zee ondieper wordt, de golf zich minder snel
voortbeweegt.
In de open oceaan is de amplitude van de Sumatra tsunami in de orde va n een halve meter geweest. Hiervan zou de schade
nog wel meevallen. Maar bij het naderen va n een kust werd door de a fnemende diepte de amplitude oftewel de hoogte
va n de golf enorm verhoogd, tot enkele meters. Dit had wel desastreuze gevolgen.
Ui t onderzoek (Margaritondo, G., 2005) bl ijkt in het algemeen dat de golfhoogte (A) omgekeerd evenredig is met de
wa terdiepte (h) tot de macht ¼. In formulevorm geeft dit A = een constante x h-1/4. Hi eruit kan je afleiden dat als de
wa terdiepte afneemt, bijvoorbeeld bij een kust, dat de golfhoogte A juist toeneemt.
De na am ts unami betekent l etterlijk havengolf. Dit komt omdat met het blote oog deze golf niet op open zee werd
wa a rgenomen (door de beperkte amplitude en de zeer grote golflengte) maar alleen i n de haven waar de amplitude enkele
meters kan worden. Tegenwoordig is met behulp va n satellieten de hoogte va n de ts unami ook i n open oceaan te meten.
Opdracht 3-8a (keuzeopdracht): Tsunami: voortplanting langs gegeven routes berekenen met kaarten
In deze opdracht ga je het tijdsverloop va n de voortplanting va n de tsunami bepalen. Je vi ndt antwoord op de vra ag: waar
bevond de golf zich na 6 uur? En ook: hoe lang duurde het voordat de golf bij de kust van Ma dagaskar aan kwam? We
ma ken gebruik va n de eenvoudige vergelijking voor de snelheid van een tsunami.
56
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Fi guur 3-17 i s een bathymetrische kaart (topografische kaart va n de zeebodem) van de Indische Oceaan en een s tuk van de
Atl a ntische Oceaan. Op de kaart staan 3 pa den a angegeven (“A”, “B” en “C”) waarlangs we ons voorstellen dat
vers chillende s egmenten va n de tsunami va n 26 december 2004 zi ch hebben voortgeplant (deze paden va n voortplanting
zi jn voor het doel va n de opdracht vereenvoudigd). De paden beginnen bij het epicentrum va n de beving. Segmenten va n
het ui tdijende golffront bewogen langs de paden naar het zuidwesten. La ngs ieder pad staan witte stippen op een
onderlinge afstand va n 1000 km.
Wa nneer je langs pad A de waterdiepte bemonstert, krijg je het bathymetrische profiel va n figuur 3-18. De horizontale as
geeft va n l inks naar rechts de afstand tot het epicentrum. De bathymetrie is bemonsterd met s tappen va n 100 km.
a. Verdeel de eerste 5000 km va n het bathymetrische profiel l angs pad A i n 3-5 s egmenten met als doel voor ieder va n
di e segmenten de gemiddelde waterdiepte te bepalen. Hint 1: Al s je het gemiddelde va n een s tuk wil kunnen bepalen,
moet je wel een relatief lineair s tuk nemen. Hint 2: Negeer het ernstige fluctueren van de diepte in de eerste 1.500 km.
Neem dit als één stuk en tracht hiervan een gemiddelde te bepalen.
b. Bepaal nu voor i eder s egment de gemiddelde snelheid va n de tsunami. Hint: Gebruik de formule uit de tekst.
c. Bereken de ti jd die de tsunami nodig heeft om i eder va n de s egmenten te overbruggen en maak tenslotte een gra fiek
met de door de ts unami langs pad A a fgelegde afstand als functie van de tijd. Hint gebruik de formule x = v *: t ofwel
afstand is snelheid maal tijd.
d. Herhaal de s tappen va n opdrachten a t/m c voor de rest van pad A.
e. Fi guur 3-19 toont dat de bathymetrie langs pad B voor de eerste 5000 km ongeveer gelijk is a an die van pad A maar
da n gaat a fwijken. Wa t is de oorzaak va n dit verschil? Wa t voor een gevolg denk je dat de a fwijkende bathymetrie
heeft voor de voortplanting va n de golf? Herhaal stappen a t/m c voor profiel B va naf 5000 km.
f. Gebruik nu het profiel langs pad C (figuur 3-20) om te bepalen hoeveel ti jd verstreek tussen de aardbeving en het
a rri veren va n de golf bij de kust va n Ma dagaskar.
57
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Figuur 3-16: 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.
58
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Figuur 3-17: Bathymetrisch profiel langs pad A.
59
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
Figuur 3-18: Bathymetrisch profiel langs pad B.
Figuur 3-19: Bathymetrisch profiel langs pad C.
60
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Opdracht 3-8b (keuzeopdracht): Tsunami: voortplanting langs gegeven routes berekenen met Excel
Het ti jdsverloop va n de voortplanting kun je ook vri j nauwkeurig bepalen a ls je de bemonstering in s tappen van 100 km
gebruikt en de berekening met EXCEL uitvoert. Hier vol gen enkele aanwijzingen hoe je dat va nuit de oorspronkelijk data zelf
kunt doen.
A. De databestanden
Voor el ke van de drie paden is een bestand voorhanden: profileA.dat, profileB.dat, profileC.dat. De eerste regels va n
profi leA.dat zien er zo uit:
95.85
3.32
0
-756.407
95.2708 2.63133 100
-1781.25
De betekenis van de vi er getallen is OL, NB, a fgelegde weg va naf epicentrum (km), diepte ter plekke a ls negatief getal –D (in
m).
B: Inlezen in EXCEL (hier uitgewerkt voor versie 2003)
Je kunt de tabel va naf een aan te geven plek i nlezen in 4 kolommen. Het enige waar je mee op moet passen is de decimale
punt of komma. Handel a ls vol gt:
i
Sta rt een nieuw excel bestand. Zet de cursor op cel A4; je houdt zo ruimte boven de data vri j.
ii
Ki es Data >> Import external Data >> Import Data. Navi geer naar het juiste bestand; ki es by File types de optie All Files.
Kl i k Open.
iii Je kri jgt keuzes a angeboden na elke Next. Belangrijk is het scherm waar je Data Format ka n instellen. Selecteer (met
Shfi t-Klik) alle kolommen; kies Advanced; zet de decimal separator op . (punt) en zet de thousands separor op ‘
(a a nhalingstekens)
i v Kl i k Finish en kijk of de keuze va n de startcel inderdaad cel A4 i s. [Dat is natuurlijk niet verplicht, maar i n het voorbeeld
hi eronder wordt er va nuit gegaan.]
C: Het profiel in beeld
Je kunt nu meteen een beeld kri jgen va n het profiel. Als vol gt: Kl ik de D-kolom aan en kies Insert >> Cha rt >> Li ne. Voor de
berekening heb je de grafiek niet nodig. Maar misschien wil je later méér doen met gra fieken.
D: De berekening zelf
De ba sisaanpak: snelheid in een gegeven segment va n 100 km bepalen; benodigde tijd voor doorlopen va n dat segment
bepalen; doorlopen ti jden samennemen tot totaal. Dat doe je a llemaal i n de eerste regel aan EXCEL voor. Da arna kopieer je
de regel tot aan de laatste data-regel. (Let erop dat cellen met rekenvoorschriften met een =- teken moeten beginnen.) In
deta il als vol gt:
– In cel F4 de snelheid. Gebruik de beschrijving wortel van product van zwaartekrachtversnelling g en diepte h. Invoeren in
de cel : = SQRT( 9,81 *: - D4) [de celverwijzing kun je door aanklikken opgeven].
– In cel G4 de doorlopen ti jd. Het s egment is 100 km l a ng en de s nelheid i n F4 is i n meter per seconde. Ma ak een goede
formul e voor doorlopen tijd in seconden met een celverwijzing naar F4.
– Sa mennemen in de H kolom. In de H-cellen tel je de waarde va n de G-cel ernaast bij de waarde va n de H-cel erboven op.
De eerste is dus = G4 + H3. Cel H3 i s l eeg, maar EXCEL ki est voor jou gemak de startwaarde 0. Je mag ook ‘0’ i n H3 zetten.
Di t i s je complete eerste regel. Die gaan we kopieren naar beneden. Selecteer de cellen F4-G4-H4 door slepen. Zet de
mui spointer nu op het rechtsonderhoekje va n deze selectie en sleep naar beneden tot aan het eind va n de data. Je kunt bij
el ke a fstand (kolom C) de tijd va n passeren va n de golf aflezen in kolom H.
– Da t l aatste in seconden; ma ak een kolom waar i n je de tijd i n uren kunt aflezen.
E: Verbeteringen en verdere onderzoeksmogelijkheden
a. Zou je berekening nauwkeuriger worden als je i n elke segment voor de snelheid het gemiddelde va n de s nelheden aan
begi n en eind va n het i nterval neemt? Dit kun je uitproberen met Excel; je kunt echter met enig nadenken het effect
voors pellen!
b. Je kunt de drie profielen vergelijken. Er i s ruimte genoeg naast elkaar op het s preadsheet.
c. Andere grafieken ma ken. Bijvoorbeeld een afgelegde weg / tijd gra fiek. Kopieer de C-klom achter je ti jdskolom;
s electeer beide en maak een Chart, nu met scatter.
61
Aa rdbevingen en Tsunami ’s
De Bewegende Aa rde
EINDOPDRACHT H3. Beantwoording hoofd- en paragraafvragen.
a. Geef een a ntwoord op de zes paragraafvragen en de hoofdvraag die a an het begin van dit hoofdstuk genoemd
worden.
b. Heeft dit hoofdstuk voor jou ook nieuwe vra gen opgeroepen? Zo ja, s chrijf ze op.
Keuzeopdracht 3-9: Aardbevingen en de daarbij behorende seismische golven
(na ar eindexamen Na tuurkunde Havo 1999-I, opgave 6)
Bi j een aardbeving l open er l ongitudinale en tra nsversale golven (dit zijn respectievelijk de P- en de S-golven uit paragraaf
3.1) door de Aarde.
a. Noem het verschil tussen l ongitudinale en tra nsversale golven.
De tra nsversale golven hebben in een bepaald gesteente een voortplantingssnelheid va n 3,4 km/s. De frequentie va n deze
gol ven i s 1,2 Hz.
b. Bereken de golflengte va n de tra nsversale golven in dit gesteente.
Aa rdbevi ngstrillingen worden geregistreerd door een s eismograaf. In
fi guur 3-21 i s een eenvoudig type seismograaf afgebeeld. Een zwaar
bl ok hangt aan een veer en kan zonder wrijving draaien om scharnier
A. Het s tangetje en s charnier zorgen er voor dat het blok alleen i n
verti ca le ri chting kan trillen. Bij een aardbeving mag het s ysteem va n
veer en blok niet gaan resoneren met de aardbevingstrillingen.
Da a rtoe moet de eigenfrequentie va n de veer met blok klein zijn ten
opzi chte van de frequentie va n de aardbevingstrillingen. De
ei genfrequentie va n de veer met het blok i s 0,37 Hz. De massa va n het
bl ok is 4,2 kg.
c. Bereken de veerconstante va n de veer.
Figuur 3-20: Een seismograaf.
Figuur 3-21: De registratie van een aardbeving
De l ongitudinale golven hebben een a ndere voortplantingssnelheid dan de tra nsversale. Door dit s nelheidsverschil komen
de gol ven niet tegelijk op een meetstation aan. In fi guur 3-22 i s een registratie van een aardbeving in Griekenland
a fgebeeld, gemeten door het KNMI i n De Bilt. Op het ti jdstip aangegeven met L kwa men de l ongitudinale golven a an, op
het ti jdstip T de tra nsversale. De longitudinale golven komen dus het eerst aan. Aa ngenomen mag worden dat beide
s oorten golven dezelfde weg hebben gevolgd.
3
Gegeven is dat de aardbeving plaats vond op een a fstand van 2,3*10 km. De gemiddelde snelheid va n de tra nsversale
gol ven i s 3,4 km/s.
d. Bepaal aan de hand va n bovenstaande gegevens de gemiddelde snelheid va n de longitudinale golven. Geef het
a ntwoord in twee significante ci jfers.
62
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
Keuzeopdracht 3-10: Verschillen van rotaties als verschil van vectoren
In het voorgaande keken we naar de verschilbeweging, die va n de ene schol ten opzichte va n de a ndere. Dat doen we nog
eens, maar nu kijken we i n het bijzonder naar de evenaarscirkels die bij die bewegingen horen. We doen dit om punt 4
(boven opdracht 5) a an te tonen: ‘a ls je rotaties voorstelt als vectoren in de asrichting met een l engte die evenredig is met
de hoeksnelheid, dan geldt de optelwet voor vectoren’.
Beki jk figuur 3-23. Da ar zijn de rotatiepolen A en B
a a ngegeven met hun hoeksnelheden ωA en ωB. (Voor het
gema k tekenen we deze i n de verhouding 2 : 1, ma a r de
redeneringen in het vervolg gaan op voor elke verhouding.)
De bi jhorende evenaarcirkels zi n cA en cB; di e s nijden elkaar
i n P. De werkelijke snelheden va n P a ls punt va n de A-schol
en P a l s punt va n de B-schol zijn vA en vB.
a. Leg ui t waarom (voor de lengtes va n vA en vB) geldt
|vA | : |vB| = ωA : ωB. Hint: Gebruik hierbij v = ω*R
wa a rbij R de s traal is va n de Aarde, zie BINAS.
b. Leg ui t waarom de hoek tussen de rotatieas va n A en
di e va n B juist de hoek tussen vA en vB i s .
Met behulp va n deze twee va ststellingen kunnen we
vectoren va nuit het midden M tekenen op de assen va n A
en B di e dezelfde lengteverhouding hebben als ωA en ωB ;
noem ze m A en m B.
m A i s a l getekend.
c. Teken nu ook m B.
Het vectorkoppel vA en vB i s gelijkvormig met het vectorFiguur 3-22
koppel m A en m B.
De vers chilsnelheid vC i s op de gewone manier gevonden; als verschil va n vectoren. Dat kan, want het gaat om gewone
s nelheden. In de Figuur is het a angrijpingspunt va n vC weer het punt P.
We weten dat de verschilbeweging weer een rotatiepool heeft, en dat C op de grootcirkel door A en B moet liggen. Immers
i n da t punt moeten de bewegingen rond A en B dezelfde richting hebben!
d. We ga a n C proberen te tekenen en de verbindingsboog CP. Di e laatste staat l oodrecht op vC. Wa arom?
e. Teken nu zo goed mogelijk eerst de evenaarcirkel van C, daarna boog CP en de pool C zelf.
De hoeksnelheid ωC wordt bepaald door de grootte va n vC. Er gel dt bijvoorbeeld (met B ipv. A ma g ook!) |vC| : |vB| = ωC :
ωB.
f. Leg ui t waarom dat zo is.
Bi j M kun je ook de verschilvector m C tekenen.
g. Leg ui t waarom m C l angs de as va n C l oopt.
Ui t het voorgaande volgt dat je C en de hoeksnelheid ωC di rect kunt vi nden zonder de omweg via P.
h. Teken de vectoren m A en m B op de assen A en B i n grootte-verhouding va n ωA en ωB.
i. Bepaal de verschil vector m C.
m C bepaalt door zi jn richting nu de positie va n C en door zi jn grootte ook ωC.
Samengevat: de pijlen in de asrichtingen van de rotatiepolen met grootte evenredig met de hoeksnelheden gedragen
zich bij verschilbewegingen alsof het vectoren zijn waarvan je het verschil bepaalt op de gewone manier.
63
De Bewegende Aa rde
3.7
Aansluiting op het vervolgonderwijs: de vakgroep seismologie
Heeft dit hoofdstuk over a ardbevingen en ts unami’s jouw interesse gewekt en zou je willen weten wa t voor mogelijkheden
er zi jn om met a ardbevi ngen aan de s lag te gaan in je s tudie en/of toekomstige baan? Onderstaande informatie (gebaseerd
op i nformatie va n de seismologie groep va n de Universiteit Utrecht) l aat zi en hoe aardbevingen in de Aa rdwetenschappen
worden onderzocht en waarvoor het onderzoek wordt gebruikt.
3.7.1
De seismologie groep
De s eismologie groep in Utrecht bestaat uit vaste s tafleden voor onderwijs en onderzoek, promovendi, postdocs en een
technicus. Een promovendus is iemand die na het behalen va n de Ma ster graad nog verder wil in het onderzoek en na ca. 4
ja a r het onderzoek publiceert i n een proefschrift dat publiekelijk wordt verdedigd. Na het promoveren wordt de titel va n
deze persoon doctor. Een postdoc i s een onderzoeker met doctorstitel die voor zekere ti jd aan een onderzoeksproject
werkt. De l eden va n de seismologie groep in Utrecht doen voornamelijk onderzoek naar de diepe structuur va n de Aarde.
Ze beschikken ook over seismometers die i n een bepaald gebied geïnstalleerd kunnen worden voor onderzoek i n dat
gebi ed.
3.7.2
Het werk van een seismoloog
Sei smologen kunnen onderzoek doen naar aardbevingen zelf of ze kunnen aardbevingssignalen gebruiken om de Aarde te
bes tuderen. In dat laatste geval zou je het werk va n een seismoloog kunnen vergelijken met dat va n een ra dioloog va n de.
De s eismoloog is dan de ra dioloog van de Aarde die een beeld va n de Aarde maakt (zie bijvoorbeeld figuur 3-24). Er i s
vervol gens samenwerking nodig met andere s pecialisten om tot een goede interpretatie va n dat beeld te komen. Er wordt
op vers chillende schalen naar de Aa rde gekeken. De seismologen va n de Universiteit Utrecht, of bij a ndere
wetenschappelijke onderzoeksinstituten doen voornamelijk onderzoek naar s tructuren op grote diepte. Denk hierbij aan
di eptes va n ongeveer 5 km tot de kern va n de Aa rde. Een va n de hoofddoelen van dit onderzoek is om een beter begrip van
de processen in de diepe Aa rde te krijgen en de evolutie of de tektoniek va n een gebied beter te begrijpen. Als seismoloog
i n de i ndustrie heb je va ak a ndere doelen, zoals de detectie va n olie- of gasreservoirs. Hierbij brengt een seismoloog va n
bi jvoorbeeld NAM, Shell of een contractor va n een oliemaatschappij de ondergrond tot een diepte va n maximaal 5 km i n
ka a rt. Seismologen zijn ook werkzaam bij i ngenieursbedrijven voor het i n kaart brengen va n ondiepere ondergrond, waarbij
met vers chillende meettools (e.g. Ground Penetrating Radar) bodem-data wordt verzameld.
Voor de registratie va n aardbevingen gebruikt een s eismoloog seismometers, hier hebben we het a l over gehad in dit
hoofdstuk. Er i s een goede globale verdeling van seismometers op l and, maar het aardoppervlak bestaat voor 71% ui t
wa ter. Het is een stuk problematischer en duurder om seismometers op de oceaanbodem te plaatsen. Er zi jn wel nieuwe
technieken voor het monitoren va n structuren onder de oceaanbodem voor onderzoek naar olie en gas. Een zich sterk
ontwi kkelende techniek is die va n de marine s eismiek waarbij met schepen en s ensoren de structuren onder de oceanen in
ka a rt worden gebracht (zie fi guren 3-25 en 3-26).
Het werk va n de seismoloog i s door de ja ren heen enorm veranderd en er zi jn veel meer mogelijkheden. In 1900 kwa men
de eerste seismometers die aardbevingen als het ware met een pennetje op papier registreerden. Rond 1940 werd voor het
eers t sferische symmetrische structuur va n de Aarde bepaald aan de hand van wereldwijd geregistreerde seismogrammen.
De ja ren 60 wa ren de jaren va n de plaattektoniek waarbij er heterogeniteit in de ondergrond werd ontdekt. Er wa s echter
nog onvoldoende a pparatuur (er wa ren nog geen computers) om hier goed mee te kunnen werken. Dit veranderde in de
ja ren 80 toen computers zich s nel ontwikkelden en grotere hoeveelheden data geanalyseerd kon worden. Tegenwoordig is
er veel innova tie binnen de technieken, waarbij je bijvoorbeeld de seismische tomografie hebt, een techniek die zo precies
i s dat hij de ondergrond i n plakjes kan laten zien (zie figuur 3-24).
64
De Bewegende Aa rde
Aa rdbevi ngen en Ts una mi ’s
In Nederland wordt het wetenschappelijke onderzoek naar a ardbevi ngen steeds belangrijker va nwege de bevi ngen die
veroorza akt worden door gaswinning. Behalve de NAM houden i nstellingen zoals de a fdeling s eismologie va n het KNMI,
TNO en (i n toenemende mate) de Universiteit Utrecht zi ch hiermee bezig. De NAM plaatst 60 s eismometers in boorgaten in
Groni ngen en de data daarva n komen ter beschikking va n het KNMI en vervolgens a an andere onderzoeksinstellingen. Het
KNMI ka n daarmee de seismiciteit nauwkeuriger in kaart brengen, en er za l samengewerkt worden met de universiteiten en
a ndere onderzoeksinstituten om de veranderingen i n de structuur in de ondergrond va n Groningen i n beter kaart te
brengen.
Figuur 3-24: Overzicht van seismische tomografie waarbij de
ondergrond op verschillende plekken in kaart is gebracht. Voor
meer informatie over deze techniek: http://www.landtechsa.com/
Het werk va n een seismoloog bestaat voornamelijk uit programmeren en het analyseren va n data.
Je zul t je dus meestal niet i n aardbevingsgebieden bevinden, maar een groot gedeelte va n je ti jd a chter computers
s penderen. Je hebt een zeer goede wis- en natuurkunde achtergrond nodig om s eismoloog te kunnen worden. Dit kun je
bi jvoorbeeld doen door natuurkunde te studeren of aardwetenschappen met a ls ri chting geofysica. Een s terk exacte
a chtergrond is vereist.
65
De Bewegende Aa rde
3.7.3
Interdisciplinariteit en samenwerking binnen en buiten de groep
Omda t s eismologen veelal samen moeten werken met verschillende s pecialisten, is het belangrijk om als seismoloog i n een
di vers onderwijsinstituut met veel kennis te werken. Bij de fa culteit Aa rdwetenschappen in Utrecht wordt er veel
onderzoek gecombineerd. Een voorbeeld is seismologisch onderzoek naar de ondergrond va n de Tyrrheense zee dat wordt
gecombineerd met kennis over het vul kanisme i n dat gebied. Het vul kanisme geeft i nformatie over de samenstelling va n
het gesteente en de seismische tomografie brengt de structuur daarva n in kaart. Ook een onderzoek met de va kgroep
s tructurele geologie en tektoniek naar a nisotropie (dit begrip betekent dat materiaaleigenschappen afhankelijk zijn va n
ri chti ng) in de golf van Californië was erg succesvol, waarbij de structureel geologen gesteentemonsters onderzochten en
de s eismologen de gesteente eigenschappen met seismische methoden bepaalden.
3.7.4
Baanperspectief
Bi j ba anperspectief en seismologie denk je waarschijnlijk a l snel aan de toegenomen seismiciteit i n Groningen. Er i s
i nderdaad meer onderzoek nodig a an deze geïnduceerde s eismiciteit die in Groningen wordt waargenomen. Dit werk wordt
bi jvoorbeeld gedaan door onderzoeksinstituten als het KNMI en TNO, en voor een gedeelte bij universiteiten door
promovendi. Seismologen i n binnen- en buitenland zijn verder nodig voor zowel fundamenteel als toegepast onderzoek
na a r seismiciteit en structuur va n de Aarde. Je vi ndt ook veel s eismologen bij bedrijven zoals oliemaatschappijen,
contra ctors, en ingenieursbedrijven. De werkgelegenheid i s goed, a fgestudeerden vi nden altijd s nel een baan.
Figuur 3-25: een seismisch schip wat een 3D mariene survey uitvoert (bron: www.geoscienceworld.org.
66
De Bewegende Aa rde
Opti onel e onderdel en
D’
D
A
A’
C’
B
C
B’
Figuur 2-1: Verschoven vierkant
Figuur 46-26: Illustratie van een seismische survey met behulp van airguns (bron: www.nimos.org).
Optionele onderdelen
Hoofdstuk 2 Plaattektoniek
2.7 Het beschrijven van de plaatbewegingen
Si nds de theorie va n de plaattektoniek algemeen a anvaard is, wordt er veel aan gerekend. Hoe bewegen de platen ten
opzi chte van elkaar? Hoe l ang zijn Afrika en Amerika al bezig aan hun weg uit elkaar? Naast beschrijvend werk wordt er ook
gerekend aan toekomstige bewegingen. Als we weten met welke snelheid en richting platen bewegen kunnen we
voors pellingen doen over gevolgen va n die plaatbewegingen. Zoals bijvoorbeeld aardbevingen. In deze paragraaf gaan we
i ets dieper i n op de beweging va n Afrika ten opzichte va n Amerika. Bij opdracht 2-6d va n dit hoofdstuk heb je berekend wat
de gemiddelde snelheid i s waarmee Afrika en Amerika uit elkaar bewegen (ongeveer 1,08 cm per ja ar). Nu hebben we
da a rbij gedaan a lsof de bewegingen op een plat vl ak plaatsvi nden, maar dit is natuurlijk niet het geval. Om de precieze
beweging va n Afri ka ten opzichte va n Amerika te bepalen moeten we rekening houden met het feit dat de beweging op een
bol plaatsvi ndt. El ke verschuivi ng over een bol kun je zien als een draaiing om een as die door het middelpunt va n de bol
ga a t. Hieronder gaan we dat afleiden en onderzoeken hoe die as gevonden kan worden.
2.7.1
Rotatiepolen
Bewegingen va n platen worden beschreven met behulp va n hun rotatiepolen. In dit fra gment leer je meetkundig begrijpen
wa t di e rotatiepolen zijn.
We beginnen met een eenvoudig voorbeeld va n een verplaatst vi erkant in het platte vl ak.
Opdracht 2-1 (voorkennisopdracht): Vierkant gedraaid
In fi guur 2-17 zi e je één vi erkant dat va n positie ABCD naar positie A’B’C’D’ is verplaatst.
a. Ma a k een papieren vi erkant dat precies zo groot is als ABCD en knip het uit. Leg het vi erkant op positie ABCD.
b. Al s je een passerpunt (of scherp potloodpunt) op het losse vi erkant zet, kun je het nog gemakkelijk draaien. Probeer
da t even uit.
c. Het za l waarschijnlijk niet direct l ukken je vierkant ook passend op A’B’C’D’ te draaien. Daarvoor moet je passerpunt
na melijk precies op een bepaalde plek gezet zijn. Probeer die plek zo nauwkeurig mogelijk te vi nden en markeer hem
met dun potlood op het losse vi erkant en op dit papier met P. Nu heb je a ls het ware experimenteel l aten zien dat er
zo’n dra aipunt P bestaat. Dit draaipunt is dus de rotatiepool.
67
De Bewegende Aa rde
De vol gende stappen geven antwoord op de vra ag: Hoe vi nd je dat punt nauwkeurig en s nel?
Opdracht 2-2 (verwerkingsopdracht): Hoe vind je draaipunt P?
Gebruik weer figuur 2-17.
a. Wa a rom moet gelden |PA| = |PA’|? Met andere woorden, waarom moet gelden dat de absolute a fstand tussen P en A
gel ijk zi jn aan de a bsolute a fstand P en A'?
F
e
D
d
E
Figuur 2-2: Driehoek in beweging
b. Wa a r gaat de middelloodlijn va n de punten A en A’ door heen? Teken deze middlloodlijn i n in figuur 2-17. Hint: een
middelloodlijn loopt loodrecht op het midden van een lijnstuk.
c. Teken in de figuur ook de middelloodlijn van B en B’.
d. Nu kun je de positie va n P na uwkeurig bepalen! Hoe? Geef het verbeterde punt P duidelijk aan.
e. De mi ddelloodlijn va n de middens va n CC’ en DD’ gaat óók door P. Probeer dat uit i n de tekening en verklaar het.
Concl usie: de verplaatsing va n het vi erkant was in feite een rota tie va n het vi erkant om een punt P. P heet de rotatiepool.
f.
Wa t vol gt daaruit over de hoeken
∠ APA', ∠ BPB', ∠ CPC' en ∠ DPD'?
Opdracht 2-3 (verwerkingsopdracht): Momentane draaiing
In fi guur 2-18 i s een driehoek aan het bewegen. Je ziet de ri chtingen waarin D en E bewegen en hun s nelheden aangegeven
met de vectoren d en e.
Je kunt de situatie beschouwen alsof de driehoek naar D’E’F’ wordt verplaatst, maar dat de verplaatsingsafstanden nog
onzi chtbaar klein zijn. Dan va lt de middelloodlijn samen met de loodlijn op d i n D of e in E. Ter verduidelijking: d i n D i s dus
het punt waarop de vector d a angrijpt op hoek D. Hetzelfde geldt voor e in E.
a. Neem dezelfde stappen als in de vori ge opgave. Op het snijpunt va n twee middelloodlijnen vind je dan het draaipunt
Q.
b. Al s dit gelukt is, kun je ook de bewegingsrichting va n F construeren. Je weet i mmers dat de middelloodlijn van de
vector door het draaipunt gaat, en dat de vector loodrecht op de middelloodlijn staat. Teken deze bewegingsrichting.
c. Al s het goed i s moeten de l engtes van de vectoren d en e de verhouding hebben va n de afstanden DQ en EQ. Wa arom
i s dat zo?
d. Kl opt de Figuur wat d en e betreft? Teken na een berekening nu ook de vector f met de juiste lengte.
Bl i jkbaar i s ook deze beweging, waarvan je alleen de s nelheden weet die nog op het punt van beginnen s taat (wanneer de
s nelheid dus 0 i s), op te va tten als een rotatie. Als de driehoek zich echt geleidelijk verplaatst, is er op elk moment een
rota ti epool; maar die rotatiepool is geen va st punt als de beweging niet een doorlopende draaiing is. Men s preekt wel va n
een momentane draaiing en de momentane rotatiepool. Di t kunnen we straks gebruiken bij de beschrijvi ng van
pl a atbewegingen op de Aa rde. Ma ar eerst herhalen we de s tappen die je hebt genomen in Opdracht 2-10 en opdracht 2-11.
Stap 1: Vectoren
Vi nd de vectoren va n de bewegende punten. Dit kan de ri chting zijn waarheen een punt beweegt (Opdracht 2-10) of al
heeft bewogen (opdracht 2-11 en opdracht 2-14a).
Stap 2: Middelloodlijnen
68
De Bewegende Aa rde
Opti onel e onderdel en
Bepaal de middelloodlijnen. Zoals je weet bevindt de middelloodlijn zich l oodrecht op het punt precies in het midden van
een lijnstuk. Het l ijnstuk is i n dit geval de vector. Let op! Als de verplaatste afstand te verwaarlozen klein is mag je het begin
va n je vector nemen als het beginpunt va n de l oodlijn (zie opdracht 2-11). Echter meestal is deze a fstand niet te
verwa a rlozen klein en moet je het midden nemen.
Stap 3: Rotatiepool of draaipunt
Het s nijpunt va n de gevonden middelloodlijnen is je draaipunt ofwel rotatiepool
Stap 4: Onbekende vector (Eventueel)
Al s nu een onbekende vector gevra agd wordt, en je weet de rotatiepool én dat de afstand afgelegd verwaarlozen klein is,
l eid je de onbekende vector af (opdracht 2-11b). Immers: de gevra agde vector s taat l oodrecht op de middelloodlijn die
l oopt va n het gevraagde punt tot het draaipunt.
Opdracht 2-4 (verwerkingsopdracht): Lukt het vinden van de rotatiepool wel altijd?
a. Bedenk een positie va n twee even grote vi erkanten ABCD en A’B’C’D’ (die niet op dezelfde plaats liggen) waarbij géén
rota ti epool gevonden kan worden.
b. Teken een voorbeeld va n een driehoek DEF met bewegingsvectoen d en e va n de punten D en E, zó da t er geen
momentane rotatiepool te vi nden is.
Concl usie: bij bewegingen in het platte vl ak is er s oms géén rotatiepool. Dat komt doordat de middelloodlijnen dan va n AA’
en BB’ of de loodlijnen op de vectoren parallel zi jn en elkaar niet s nijden. Dit gebeurt als de beweging een
parallelverschuiving i s .
2.7.2
Bewegen over een bol
In de gegeven voorbeelden beschouwden we erg wiskundige figuren zoals een vi erkant en een driehoek. Maar we hebben
ni ets va n het vi erkant- of driehoek-achtige gebruikt. De aanpak met middelloodlijn en loodlijnen op de snelheidsvectoren
werkt a lgemeen. Daarom is de methode ook zo geschikt om voor bewegende aardplaten te gebruiken. Alleen bewegen die
over een boloppervlak. Is er dan ook soms een rotatiepool en s oms niet?
Opdracht 2-5 (toepassingsopdracht): Bewegen op een bol
In fi guur 2-19 beweegt een niet vervormende figuur over een bol. A ga at naar A’ en B naar B’.
a. Bes chrijf en schets in de tekening hoe de rotatiepool gevonden kan worden.
Er i s i n deze opgave een complicatie: je kunt
nu ni et met middelloodlijnen werken omdat
je op een bol zit. Je moet in dit geval gebruik
ma ken va n de s nijding va n een middelloodvl a k va n bijvoorbeeld A en A’ met de bol. De
l i jn volgt het oppervlak en loopt daarom
gekromd. Hij i s vergelijkbaar met de
gekromde l ijnen die zichtbaar zi jn in figuur
2-19.
b. Leg i n je eigen woorden uit dat de
rota ti epool daarop moet liggen.
2.7.3
Grootcirkels
Deze bijzondere middelloodlijnen kunnen
ook s nijvlakken worden genoemd. Als je
nogmaals kijkt naar de schets zie je dat deze
s ni jvlakken altijd door het midden va n de
bol gaan. Simpelweg omdat dat midden
even ver weg ligt va n de twee punten op
het boloppervlak. De snijlijn is een
zogenaamde grootcirkel. Een grootcirkel
A
D
A’
E
B
B’
69
Figuur 2-3: Beweging van een niet vervormde figuur over een bol.
De Bewegende Aa rde
l oopt altijd va n de ene rotatiepool door naar de a ndere. Hier wordt later nog verder op i n gegaan.
Opdracht 2-6 (verwerkingsopdracht): Momentane verplaatsingen op een bol hebben ALTIJD een rotatiepool
Net a l s bij het driehoeksvoorbeeld (opdracht 2-11), waar je met een l ijn loodrecht op de vector werkte, kun je op de bol ook
met grootci rkels loodrecht op de draairichtingen werken. Er i s een prettig verschil met het platte vl ak!
a. Wa a rom kan het op een bol wat betreft het vi nden va n de rotatiepool nooit misgaan op de manier waarbij het in het
pl a tte vlak misging bij parallel-verschuivingen?
b. Schets hoe de rotatiepool va n schol DE i n figuur 2-19 gevonden kan worden.
Opdracht 2-7 (verwerkingsopdracht): Nadere bijzonderheden rotatiepolen op de bol
Ei genlijk zi jn er a ltijd twee rotatiepolen. De tweede kan precies aan de andere kant va n de bol gevonden worden. Als je
bei de polen hebt gevonden kan je een directe lijn tussen deze trekken. Dit is de rotatie-as.
a. Geef de twee rotatiepolen voor de schol met punten D en E (figuur 2-19) aan. Hint: de polen liggen op een gevonden
grootci rkel en ze bevinden zich precies tegenover elkaar.
b. Stel je de schol voor alsof die l igt op een
denkbeeldige doorzichtige schil die de hele bol
oms pant. Die denkbeeldige s chil draait om de
momentane rotatie-as. Schets de grootcirkel op
de denkbeeldige schil die precies mi dden tussen
de polen va n de as ligt; dat is als het ware de
evenaarcirkel va n de die bolschil.
Opdracht 2-16 (verwerkingsopdracht): Hoeksnelheid
en werkelijke snelheden
De momentane draaiing heeft een hoeksnelheid (zie
fi guur 2-20); i n de plaattektoniek meet men die i n
gra den per miljoen jaar; de gebruikte l etter voor de
hoeksnelheid is ω.
a. Stel je voor dat er een punt R op de evenaarcirkel
l i gt en dat de hoeksnelheid in dit geval ω = 10
gra den per miljoen jaar is. Hoeveel centimeter
per ja a r beweegt dat punt?
b. De werkelijke snelheid va n een punt dat niet op
di e denkbeeldige evenaar l igt i s kleiner. Waarom
i s dat zo?
Figuur 2-4: hoeksnelheid van momentane draaiing
c.
Al s zo’n punt midden tussen de rotatiepool en de denkbeeldige evenaar in ligt (gemeten l angs een grootcirkel) is de
werkelijke snelheid nog slechts 1/2√2 vergeleken met het punt op de evenaar.
Verkl aar dat
d. Wa a r moet een punt liggen zodat de werkelijke snelheid de helft is va n de werkelijke s nelheid op de evenaar?
2.7.4
Verschilbeweging
Tot nu toe keken we naar één object dat ten opzichte va n de bol draaide. In de plaattektoniek gaat het s teeds om het
s chuiven va n platen langs, over en onder elkaar. Het gaat dus om de onderlinge beweging. Denk bijvoorbeeld aan plaat A
en pl aat B, waarvan we de bewegingen ten opzichte va n
een referentieobject (een derde plaat C) weten. Met dit gegeven bepalen we vervolgens de a ard va n de onderlinge
beweging va n A en B.
70
De Bewegende Aa rde
Opti onel e onderdel en
In pl aats va n naar de plaat te kijken, kijken we weer even wat een draaiing doet met het geheel; we maken daarom een
i l lustratie (zie figuur 2-21) i n het gewone vl ak, waarin je om punt A a ls het ware een lichtrode doorzichtige kopie va n het
vl a k zi et draaien en om B een lichtgroene doorzichtige kopie ziet draaien. In de illustratie zijn de draaiingen va n de ene
s chol met rode pijltjes weergeven; de rotatiepool i s punt A. De groene pijltjes geven de draaiing va n de B-plaat rond
rota ti epool B weer. De rotatiesnelheden verschillen, dat is aan de pijltjes te zien. De pijltjes geven de plaatselijke werkelijke
s nelheden aan.
De verschilsnelheden zi jn a angegeven met zwarte pijltjes; i n deze zwarte pijltjes zijn we dus geïnteresseerd. Ergens op de
l i jn tussen A en B moet een punt zijn waar de werkelijke grootte en ri chting va n het groene pijltje gelijk i s aan die va n het
rode a an elkaar gelijk zijn. Omdat in dit geval de rotatie om B s neller i s dan die om A, l igt dat punt dichter bij B dan bij A. Te
zi en is dat de zwarte pijltjes een draaiing aangeven rond dat punt. Dat is de rotatiepool van plaat A ten opzichte van pl aat B.
Deze pool en zijn hoeksnelheid zijn de kenmerken va n het onderlinge gedrag va n de platen.
Figuur 2-5: Bewegingsveld met verschillende vectoren
71
De Bewegende Aa rde
Figuur 2-6: Twee rotatiepolen C en D
Opdracht 2-8 (toepassingsopdracht): Bepaling rotatiepool plaat C en D
In fi guur 2-22 zi jn twee rotatiepolen C en D aangegeven. De rotaties zijn hier i n dezelfde ri chting; de hoeksnelheid va n D i s
twee keer zo groot als die van C. Wa ar ligt het punt waar de werkelijke s nelheden van de draaiingen va n plaat C en plaat D
a a n elkaar gelijk zijn en waar dus de onderlinge beweging zijn rotatiepool heeft. Hint: kijk naar figuur 2-21 en de afstand
van de rotatiepool tot A en B. Verder weet je dat D twee keer sneller draait dan C en dat op het rotatiepunt de snelheden
aan elkaar gelijk zijn. Met dezelfde tijd en de formule snelheid = afstand/tijd krijg je dan …
Zowel i n het platte vlak als op de bol gaat dit op: de onderlinge beweging van twee draaiende platen is weer een draaiing
van de een ten opzichte van de ander. Met wa t goniometrie zou je dat in het platte vl ak kunnen aantonen en je zou ook de
rota ti epool en de hoeksnelheid va n de onderlinge beweging kunnen berekenen. Op de bol is dat wat lastiger, maar de
concepten zi jn hetzelfde; het kan. De berekeningen laten we over aan speciaal daarvoor gemaakte computerprogramma’s.
Di e berekeningen zijn overigens niet uniek voor de plaattektoniek. In feite worden dezelfde berekeningen ook gebruikt voor
de bepaling va n de onderlinge bewegingen va n sterren en planeten! Alleen gaat het daar om wat grotere snelheden.
2.7.5
Reconstructie plaats rotatiepolen
De beweging va n een plaat over het a ardoppervlak is dus voor te s tellen als een rotatie om een denkbeeldige rotatie-as en
vi ndt plaats met een zekere hoeksnelheid. Het punt waar de rotatie-as bij het a ardoppervlak naar buiten zou komen
noemen we de rotatiepool (dit is dus niet hetzelfde punt als de rotatiepool va n de Aa rde zelf) zie figuur 2-23 l inks.
De pl aats va n de rotatiepool kun je bepalen door een oceanische s preidingsrug in detail te bekijken; er bestaat een
duidelijke geometrische relatie tussen enerzijds de oriëntatie van de segmenten van de spreidingsrug en de
bijbehorende transformbreuken en fracture zones en anderzijds de plaats van de rotatiepool (zi e figuur 2-23). Deze
geometrische relatie staat centraal i n de volgende twee opdrachten.
Figuur 2-7: Beweging van de platen over een bol. Links het verschil tussen de rotatie-as van de Aarde en de rotatie-as van een plaat.
Rechts een spreidingszone, met de spreidingsrug en transform breuken.
72
De Bewegende Aa rde
Opti onel e onderdel en
Opdracht 2-9 (verwerkingsopdracht): Relatie spreidingsrug en rotatiepool.
a. Leg de vetgedrukte zin uit de vorige alinea uit in je eigen woorden en maak er een tekening bij.
b. Bes chrijf met behulp va n figuur 2-23 wa t de relatie is tussen de richting va n de tra nsformbreuken (l oodrecht op de
wi tte l ijntjes) en de positie van de rotatiepool.
Fi guur 2-24 toont een gedetailleerde kaart va n de bathymetrie va n de centrale Atlantische Oceaan. De oceanische
l i thosfeer i n dit gebied is ontstaan door spreiding bij de Mi d-Atlantische Rug. De spreidingsruggen zijn met witte lijnen
a a ngegeven in de kaart omdat die anders moeilijk te onderscheiden zijn. Wa t wel duidelijk te zi en is op bathymetrische
ka a rten zi jn de tra nsformbreuken en hoe de rug verspringt door tra nsformbreuken. Omdat de tra nsformbreuken goed te
zi en zijn op kaarten worden deze breuken gebruikt om de ligging va n de rotatiepool te bepalen.
Opdracht 2-10 (keuzeopdracht): Bepaling rotatiepool Atlantische Oceaan
In deze opdracht beschrijven we de bewegingen va n twee platen, we maken daarbij gebruik va n een computerprogramma.
Deze opdracht bestaat uit twee delen.
I. Waar ligt de rotatiepool van de beweging van Afrika ten opzichte van Zuid-Amerika? Op ba sis va n een bathymetrische
ka a rt (topografische kaart va n de oceaan bodem) va n de centrale Atl antische Oceaan (figuur 2-24) ga an we bepalen waar
zi ch de pool va n rotatie va n Afri ka ten opzichte va n Zuid-Amerika bevi ndt.
II. Wat is de snelheid van rotatie? We gebruiken onder a ndere de paleomagnetische tijdschaal (figuur 2-25) om iets te
zeggen over de snelheid va n rotatie.
Deel I. Waar ligt de rotatiepool van de beweging van Afrika ten opzichte van Zuid-Amerika?
Figuur 2-8: Bathymetrische kaart van de centrale Atlantische Oceaan. De witte lijnen geven delen van de spreidingsruggen weer. Loodrecht
daarop staan de transform breuken.
Eers t bepaal je met behulp va n figuur 2-24 de ligging va n tenminste 10 grootcirkels l oodrecht op de tra nsformbreuken. Dan
bepaal je de s nijpunten va n die grootcirkels, dat is je rotatiepool. Bij dit deel va n de opdracht maak je gebruik va n een
computer programma. Volg de s tappen zoals ze hieronder beschreven staan:
73
De Bewegende Aa rde
a. Zoek i n figuur 2-24 eerst duidelijk herkenbare tra nsformbreuken. Je weet nog dat bij een tra nsformbreuk de platen
l a ngs elkaar bewegen. Bepaal dan (1) de coördinaten va n het punt waar rug en tra nsform elkaar kruisen, en (2) het
zogenaamde a zimuth van de transformbreuk. Met het a zimuth wordt bedoeld de oriëntatie va n de breuk, gegeven
door de hoek ten opzichte va n het noorden en gemeten i n de richting van de wijzers va n de klok. Gebruik je
geodriehoek.
b. Reken de gemeten oriëntatie va n de tra nsformbreuken om naar de oriëntatie van de loodlijn op i edere
tra ns formbreuk. Dit doe je door negentig graden tegen de klok i n te gaan. Dan staat je nieuwe lijn er l oodrecht op.
Bedenk wel dat tegen de klok in negatief is. Dit doe je omdat de grootcirkels die we zoeken steeds loodrecht op de
tra ns formbreuken s taan.
c. Voer nu de gemeten coördinaten en oriëntaties va n de loodlijnen in in het bijbehorende computer-programma (zie
www.geo.uu.nl/jcu, kies plaattektoniek) om een kaart te produceren waarop de grootcirkels staan a fgebeeld. De
rota ti epool va n de beweging va n Afrika ten opzichte va n Zuid Amerika bevindt zich op het kruispunt va n de
grootci rkels. Lees de coördinaten va n de pool af en maak een schatting va n de onzekerheidsmarge.
Deel II Wat is de snelheid van rotatie?
In 1968 publ iceerden de wetenschappers Dickson, Pi tman en Heirtzler een va n de eerste magnetische profielen loodrecht
op de s preidingsrug i n de zuidelijke Atlantische Oceaan. Hun profiel, genaamd V18, kruist de Mid-Atlantische rug op het
punt met coördinaten -30,5°N en -13,5°O en vi nd je hier a ls figuur 2-25. Belangrijk voor ons is de zwart-witte balk onderaan
fi guur 2-25. Deze balk toont de i nterpretatie va n de magnetische curves.
d. Gebruik figuur 2-25 s amen met de paleomagnetische ti jdschaal va n figuur 2-26 om te berekenen wat —ter hoogte va n
profi el V18— de gemiddelde spreidingssnelheid is geweest over de afgelopen 3,4 mi ljoen jaar. Let wel op met figuur
2-25; de s preiding gaat zowel naar recht als naar l inks: B (Bruhnes) is het jongst en GIL (Gilbert) het oudst.
De s nelheid va n rotatie wordt uitgedrukt in graden per miljoen jaar. Bij de berekening va n deze snelheid van rotatie doe je
de vol gende aanname: - de hoek tussen de rotatieas en de lijn van het middelpunt va n de Aa rde naar het punt waar de
s nelheid is “gemeten” bedraagt precies 90°. Het punt ligt dus op de evenaar va n de rotatieas.
e. Wa t i s dan de snelheid va n rotatie rondom de i n 19c bepaalde pool? Hint: Gebruik hierbij: s nelheid [km/miljoen jaar] =
rota ti esnelheid [radialen/miljoen jaar] · s traal draaicirkel [km]. Voor de s traal mag je nemen de s traal va n de Aa rde
(ongeveer 6400 km). Een rotatiesnelheid wordt altijd uitgedrukt in gra den per miljoen jaar dus je moet omrekenen van
ra di alen naar gra den (PI ra dialen = 180 gra den).
f. Wa a rom is de a anname van een hoek van 90° i n voorgaande opgave belangrijk? Hoe zou de gevonden s nelheid in
gra den per miljoen jaar anders zijn als de hoek kleiner is dan 90°?
Afsluitende activiteit bij de hoofdstukken 1, 2 en 3 (4 optioneel)
In deze a fsluitende a ctiviteit ga je i n een groep va n 3 personen te werk als projectteam waarbij i eder een a ndere rol
a a nneemt. Je gaat i nteractief op zoek naar een antwoord op de vra gen, waarbij de rolverdeling als volgt i s:
-
2 vulkanologen
1 seismoloog
1 projectleider
Jul lie zi jn een projectteam dat onderzoek doet naar de samenhang tussen s eismiek, vulkanologie en plaattektoniek i n
Ni euw-Zeeland. Hiervoor gaan jullie gebruik maken van verschillende vormen van onderzoek. Denk hierbij aan een data-set,
bes taande uit wereldkaarten en experimenten met a ls doel om processen beter de begrijpen en de rest va n het
Doel va n de activiteit:
-
74
Op een eenvoudige manier laten zien hoe verschillende va kgebieden s amenwerken om
a a rdwetenschappelijke vra agstukken op te lossen
Leerl ingen patronen leren herkennen i n de verspreiding va n a ardbevi ngen, vulkanen en plaatgrenzen
en ook laten inzien wat het verband is tussen deze aardwetenschappelijke verschijnselen
Leerl ingen laten discussiëren en overleggen over de opgedane kennis
De Bewegende Aa rde
Afs l ui tende a cti vi tei t bi j de hoofds tukken 1, 2 en 3 (4 opti oneel )
projectteam uitleg te geven.
Onderstaand vind je een handleiding voor vul kanoloog, seismoloog en projectleider. Voer je handleiding zelfstandig uit en
kom l a ter samen tijdens jullie teamoverleg waarbij de projectleider de l eiding neemt.
75
De Bewegende Aa rde
Handleiding voor de vulkanoloog
Verdeel met de a ndere vul kanoloog in het projectteam wie opdracht 1 doet en wie opdracht 2.
Opdracht 1
Ma a k een overzicht va n de vulkanen in Nieuw-Zeeland en vergelijk dit overzicht ook met vul kanen over de rest van de
wereld.
Beki jk uit de data-set de kaart met een overzicht va n vulkanen en beantwoord onderstaande vra gen:
Wa t l aat deze kaart je zien?
Bes chrijf patronen die je i n de data tegenkomt (e.g. groepen lijnen/punten, concentratie va n kleuren)
Wel ke delen va n de wereld hebben het de meeste vul kanen?
Wel ke delen va n de wereld hebben geen vulkanen?
Wa t veroorzaakt de patronen i n verspreiding va n vul kanen over de wereld volgens jou?
76
De Bewegende Aa rde
Afs l ui tende a cti vi tei t bi j de hoofds tukken 1, 2 en 3 (4 opti oneel )
Ma a k voor de teambespreking een overzicht va n de voorkomende s oorten vulkanen i n Nieuw-Zeeland en de mate va n
vi s cositeit va n deze vul kanen. Doe dit in overleg met de andere vulkanoloog en maak hierbij gebruik van informatie uit
boeken of het i nternet. Vergeet niet om je bronnen te vermelden.
Opdracht 2
Ji j ga at met een chemisch experiment kijken hoe silicium een l avastroom beïnvloed. In keuzehoofdstuk 4 l eer je hier meer
over, en om deze opdracht te kunnen begrijpen en de uitkomsten te kunnen verklaren moet je wel paragraaf 4.1 t/m 4.3
va n hoofdstuk 4 doorgelezen hebben.
Doel: modelleer de veranderingen in l ava viscositeit door toevoeging va n siliciumoxide
Benodigdheden: a fwasmiddel, beker, roerstaaf, natriumchloride (NaCl)
Uitvoering: Ga na ar het scheikunde lab op je s chool of voer deze opdracht thuis uit.
1. Stop 100 mL afwasmiddel in de beker
2. Roer met de roerstaaf door de vloeistof.
Je vloeistof heeft een bepaalde viscositeit. Zoek op wat er met viscositeit wordt bedoeld en
probeer een waarde voor de viscositeit van afwasmiddel in te schatten. Je moet dit later
aan je projectteam uitleggen.
3. Voeg nu 30 gram keukenzout (NaCl) toe aan de vloeistof. Wat gebeurt er in termen van
viscositeit?
4. Voeg nu nog 60 gram keukenzout (NaCl) toe aan de vloeistof. Wat gebeurt er in termen
van viscositeit?
Vragen:
Wat representeren de vloeistof en het keukenzout (denk hierbij aan vulkanen!)
In welke mate beïnvloed een toename van silicium de viscositeit van lava?
77
De Bewegende Aa rde
Wat kun je zeggen over het siliciumgehalte van basaltische lavastromen?
Maak voor de teambespreking een overzicht van de voorkomende soorten vulkanen in
Nieuw-Zeeland en de mate van viscositeit van deze vulkanen. Doe dit in overleg met de
andere vulkanoloog.
78
De Bewegende Aa rde
Afs l ui tende a cti vi tei t bi j de hoofds tukken 1, 2 en 3 (4 opti oneel )
Handleiding voor de seismoloog
Ma a k een overzicht va n de aardbevingen i n het gebied en vergelijk deze ook met a ardbevi ngen over de rest va n de wereld.
Is het zo dat i n Nieuw Zeeland vaker aardbevingen voorkomen?
Beki jk uit de data-set de kaart met het aardbevingen overzicht.
Wa t l aat deze kaart je zien?
Bes chrijf patronen die je i n de data tegenkomt (e.g. groepen lijnen/punten, concentratie va n kleuren)
Wel ke delen va n de wereld hebben het meest te maken met aardbevingen?
Wel ke delen va n de wereld hebben de diepste aardbevingen?
Wel ke delen va n de wereld hebben niet te maken met aardbevingen?
Wa t veroorzaakt vol gens jou deze aardbevingspatronen?
79
De Bewegende Aa rde
Ma a k voor de teambespreking een overzicht va n de voorkomende a ardbevi ngen in Nieuw-Zeeland en hun magnitude. Doe
di t overzichtelijk (bijvoorbeeld i n een a fbeelding of tabel).
80
De Bewegende Aa rde
Afs l ui tende a cti vi tei t bi j de hoofds tukken 1, 2 en 3 (4 opti oneel )
Handleiding voor de projectleider
Al s projectleider zorg je ervoor dat het project goed uitgevoerd wordt en er ti jdens het overleg op een efficiënte manier
wordt overl egd. Je geeft hierbij ieder de beurt om input te geven en probeert de hoofdvragen va n het onderzoek te
bea ntwoorden door middel va n discussie. Zorg dat je de hoofdstukken over plaattektoniek, seismologie en een deel va n
vul ka nen goed beheerst en begrijpt.
Bekijk samen met je team de kaart met tektonische platen.
Bes preek i n de groep wat de definitie is va n tektonische platen en zorg dat deze definitie voor i edereen duidelijk is. (NB:
tektonische platen zijn delen va n de buitenste l aag va n de Aa rde (de lithosfeer) die op een hetere laag ‘drijven’ (de
a s thenosfeer). Waar dit s oort platen elkaar ra ken worden plaatgrenzen genoemd. Tektonische platen bewegen naar elkaar
toe, va n elkaar a f en langs elkaar heen)
Je ga a t nu kijken hoe platen relateren aan het voorkomen va n aardbevingen en vul kanen.
•
•
•
Overl eg met de s eismoloog en vulkanoloog over de vra ag of zowel aardbevingen a ls vul kanen op dezelfde plekken te
vi nden zijn. Definieer hierbij l ocaties waar de meeste aardbevingen voorkomen en de meeste vulkanen te vi nden zijn.
Omci rkel deze l ocaties.
Di s cussieer of vulkanen en aardbevingen alleen voorkomen op plaatgrenzen
Di s cussieer of alle plaatgrenzen gelijke hoeveelheden aardbevingen en vul kanen hebben. Zo niet, maak een lijst met
hoeveelheden aardbevingen en vulkanen per plaatgrens.
Ki jk nu naar Ni euw-Zeeland op de kaart uit de data-set
•
•
•
•
•
•
Zi t er een samenhang tussen de positie van Nieuw-Zeeland en de aardbevingen en vulkanen die er te vi nden zijn?
Wa t voor vul kanisme is er te vi nden in Ni euw-Zeeland?
La a t de vulkanoloog uitleggen wat voor type vulkanen er bestaan en welke voorkomen in Nieuw-Zeeland.
La a t de andere vulkanoloog uitleggen wat er met vi scositeit wordt bedoeld en wat de mate va n viscositeit is va n de
ma gma/lava uit de (uitgebarsten) vul kanen i n Nieuw-Zeeland.
Wa t i s de invl oed va n de plaattektoniek in Nieuw-Zeeland op het type vulkanen dat er voorkomt?
Wa t zi jn de gevolgen va n de plaatbewegingen in Ni euw-Zeeland op de lavastromen en op het voorkomen va n
a a rdbevingen?
81
De Bewegende Aa rde
82
De Bewegende Aa rde
83
De Bewegende Aa rde
84
De Bewegende Aa rde
Begrippenlijst De Bewegende Aarde
Accumuleren van sediment: afzetten van sedimenten.
Anomalie: afwijking van het gemiddelde.
Asthenosfeer: een gebied gelegen onder de lithosfeer in de buitenste schil van de mantel. Het is het visceuze (of stroperige) deel
van de mantel (op een diepte van ongeveer 80 tot 300 km) waarop de platen bewegen.
Azimuth: de orientatie van de breuk gegeven door de hoek ten opzichte van het noorden en gemeten in de richting van de wijzers
van de klok.
Basalt: donker uitvloeiingsgesteente dat bij vulkanische uitbarstingen ontstaat. Afkoeling gaat zo snel dat er weinig of geen
zichtbare kristallen aanwezig zijn. Tijdens het afkoelingsproces splijt basalt vaak uiteen in karakteristieke veelhoekige zuilen die in
Nederland voor de versterking van de dijken worden gebruikt.
Bathymetrie: dieptemeting, kaart met daarop de diepte van de oceanen.
Caldera: cirkelvormige depressie in het landschap die bij een explosieve vulkaanuitbarsting is ontstaan. Er is in korte tijd zoveel
materiaal uitgebarsten uit een groot magmareservoir, dicht onder het aardoppervlak, dat het dak ervan is ingestort.
Chondrieten: de grootste groep onder de meteorieten. Zo genoemd omdat de stenen zijn opgebouwd uit chondrules, kleine
bolletjes. Volgens de gangbare hypothese van de `chondritische aarde' komt de chemische samenstelling van chondrieten in grote
lijnen overeen met die van de aarde.
Conductie: warmtetransport door geleiding.
Convectie: warmtetransport door stroming van materiaal.
Convergente plaatgrens: grenslijn tussen platen die naar elkaar toe bewegen (en onder elkaar schuiven).
Deformatie: vervorming van gesteente.
Divergente plaatgrens: grenslijn tussen platen die van elkaar af bewegen.
Dome: opeenhoping van taaie lava in de krater van vulkaan die soms als een soort prop de gemakkelijke uitstroming van magma
belemmert.
Druk: druk die wordt uitgeoefend op een voorwerp. Kan hydrostatische druk zijn, dat betekent druk die aan alle kanten gelijk is.
Epicentrum: plaats op het aardoppervlak loodrecht boven het hypocentrum, de plaats waar de aardbeving begint. Hier is het effect
van een aardbeving het best voelbaar.
Erosie: het door fysische processen verwijderen van gesteenten door bijvoorbeeld stromend water, ijs of wind.
Fase overgang: overgang van vloeibaar naar vast of gasvormig en vice versa. Het is ook mogelijk om als vaste stof in verschillende
fases te bestaan, bijvoorbeeld koolstof in de vorm van diamant of grafiet.
Fracture zones: breukzone in de oceaan bodem.
Gebergtewortel: verdikking van de aardkorst onder een gebergte als gevolg van streven naar isostatisch evenwicht.
Graniet: grofkorrelig, volledig kristallijn stollingsgesteente; door langzame afkoeling onder het oppervlakte is er tijd genoeg voor de
vorming van grote kristallen.
Grootcirkel: is een speciale cirkel op het oppervlakte van de bol. Deze cirkel is de grootste cirkel die op de bol past, en deelt de bol
in twee gelijke delen. Een grootcirkel heeft hetzelfde middelpunt als de bol waarop hij ligt.
Haarddiepte: (=hypocentrum), of punt waar de aardbeving begint.
85
De Bewegende Aa rde
Halveringstijd/halfwaardetijd: de tijd waarin de hoeveelheid radioactief materiaal halveert. Deze halveringstijd is typisch voor
ieder radioactief isotoop.
Hazard management: een planmatige vorm van gevarenbeheersing door risico’s in kaart te brengen, voorzorgsmaatregelen te
nemen en rampenplannen op te stellen en te oefenen
Hotspot: mantelpluim die zich op een vaste plek bevindt waar heet mantelgesteente van grote diepte langzaam omhoog komt;
doordat dit gesteente gaat smelten onstaat er vulkanische activiteit boven de mantelpluim. Goed voorbeeld is Hawaï.
HPT experimenten: hoge druk en temperatuur experimenten, experimenten onder hoge druk en temperatuur, om processen in
het binnenste van de aarde na te bootsen.
Hypocentrum: het punt in de aardkorst waar bij een aardbeving de trilling begint en van waaruit de trillingen in eerste instantie
afkomstig zijn.
Insolatie: instraling
Isotopen: atomen van hetzelfde element met een verschillende massa; verschillend aantal neutronen, maar hetzelfde aantal
protonen.
Isostasie: de toestand waarin de korst in drijvend evenwicht is met de mantel. Het soortelijk gewicht van de korst is immers lager
dan dat van de mantel en dus ‘drijft’ de korst op de plastisch vervormbare mantel (zoals hout drijft op water).
Kalksteen: een sedimentair gesteente dat hoofdzakelijk uit calciet (CaCO3) bestaat .
Kern: het centrale deel van de aarde, met een diepte van ongeveer 3450 km. De kern kan worden opgedeeld in een vloeibare
buitenkern en een vast binnenkern.
Korst: de buitenste laag van de aarde. Deze korst vormt slechts een dunne schil aan het aardoppervlak; ongeveer 7 kilometer
onder een oceaan en ongeveer 30-50 kilometer onder een continent.
Kracht: beschrijft het duwen of trekken op/aan een voorwerp. De eenheid van kracht is Newton.
Kristal: een homogene vaste stof, begrensd door platte vlakken, die de uiterlijke vorm zijn van een regelmatige inwendige
rangschikking van de atomen. Hoe meer tijd en ruimte een stof krijgt hoe meer en hoe grotere kristallen zich zullen vormen.
Lava: vloeibaar gesteente dat uit een vulkaan komt, over het aardoppervlak stroomt en daarna stolt.
Lithosfeer: de aardkorst met het bovenste deel van de aardmantel dat tijdens de plaatverschuiving met de korst mee beweegt.
Onder oceanen is de lithosfeer ongeveer 70 kilometer dik, onder de continenten 125 kilometer of meer .
Longitudinale golf (primaire golf, P-golf): een golf met de trillingsrichting in dezelfde richting als waarin de golf zich voortplant,
komt dus als eerste aan bij de seismometer.
Magma: vloeibaar gesteente; als magma langzaam (dus niet explosief) naar buiten komt en over het aardoppervlak stroomt heet
het lava.
Magmakamer: een gedeelte in de korst waar magma zich bevindt in een afgesloten ruimte, hiervandaan wordt vulkanische
activiteit gevoed.
Mantel: de dikke zone (2900 km) tussen de aardkorst en de aardkern. De mantel wordt ook weer opgedeeld in een bovenmantel
en een ondermantel. De mantel bestaat uit vast gesteente.
Marmer: gemetamorfoseerde kalksteen die uit carbonaatkristallen (vooral calciet, CaCO3) bestaat en in verschillende kleuren
voorkomt. Het wordt vaak gebruikt voor tegels of beelden.
Metamorf gesteente: gesteente dat ontstaat door omzettingen (veranderingen van mineraalinhoud) van een oorspronkelijk
gesteente (b.v. vulkanisch of sedimentair) onder invloed van hoge druk en temperatuur .
Mid Atlantische Rug en Mid Oceanische Rug (MOR, spreidingsrug): langgerekte zone in een oceaan waar twee platen uit elkaar
bewegen en waar nieuwe oceanische korst wordt gevormd.
86
De Bewegende Aa rde
Milankovitch: Servische wiskundige die formules uitdacht over de variatie in de baan van de aarde om de zon. Drie variaties zijn
excentriciteit (100.000 jaar), obliquiteit (40.000 jaar) en precessie (20.000 jaar). Door de variatie in de inkomende zonnestraling als
gevolg van de variatie in de baan veranderde het klimaat. Hij linkte dit aan de ijstijden.
Orogenese: gebergtevorming.
Palaeomagnetische tijdschaal: tijdschaal gebasseerd op paleomagnetische dateringen, oftewel omkeringen van het
aardmagneetveld.
Platen: het aardoppervlak is verdeeld in een aantal tektonische platen. Deze platen bestaan uit oceaankorst en of continentale
korst.
Plaattektoniek (of platentektoniek): de theorie die ervan uit gaat dat het aardoppervlak is verdeeld in een aantal grote, dikke
platen die langzaam bewegen ten opzichte van elkaar. Langs de grenzen van die platen vinden er allerlei geologische processen als
vulkanisme, aardbevingen en gebergtevorming plaats.
Polar jet stream: hele harde wind geconcentreerd in een klein gebied die de weersystemen aandrijft van uit de troposfeer.
Schildvulkaan: schildvormige vulkaan met flauwe hellingen die voornamelijk is opgebouwd uit basaltische lava’s. Wordt
gekenmerkt door rustige uitbarstingen. Vooral te vinden bij MOR en hotspots.
Schuifmodulus: een materiaaleigenschap die de elasticiteit (stijfheid) van een materiaal beschrijft.
Sedimentair gesteente (=afzettingsgesteente): gesteente dat is gevormd na transport en afzetting (sedimentatie) van los
materiaal.
Seismograaf (=seismometer): een apparaat waarmee permanent seimische goven worden geregistreerd.
Slip: de richting van de relatieve beweging langs het breukvlak.
Spanning: kracht per oppervlakte, eenheid Pascal (N/m2).
Stollingsgesteente (=vulkanisch- of dieptegesteente): gesteente dat zijn vaste vorm gekregen heeft door stolling van magma.
Strain partitioning: hierbij is de plaatbeweging niet loodrecht op het contact van de twee platen maar wordt de relatieve beweging
ontbonden in twee componenten: één loodrecht op het contact en één evenwijdig.
Stratovulkaan: kegelvormige vulkaan die is opgebouwd uit verschillende lagen, een afwisseling van lava’s en tefra-afzettingen
(assen, gloedwolkafzettingen, etc.). Wordt gekenmerkt door explosieve uitbarstingen. Vooral te vinden langs subductiezones.
Subductie: het onderduiken van de oceaanbodem onder een continent of eilandenboog.
Tefra (ook wel pyroclastische afzetting): collectieve term voor afzettingen die bestaan uit gefragmenteerd vulkanisch materiaal dat
is geproduceerd bij een explosieve eruptie, zoals as, bommen en blokken en modderstromen.
Tektoniek: krachten die de aardkorst of delen ervan opheffen, bewegen of vervormen.
Thermische grenslaag: een grenslaag in de vorm van een groot temperatuurcontrast in de onderste laag van de mantel dicht bij de
kern-mantel grens.
Tomografische kaart: kaarten of beelden gebaseerd op de ruimtelijke variatie van seismische golfsnelheden in de mantel.
Transformbreuken: breuk ontstaan door platen die langs elkaar schuiven (zijschuiving).
Transversale golf (secundaire golf, S-golf): golven met een trillingsrichting loodrecht op de voortplantingsrichting van de golven.
Deze golven komen staat als tweede aan bij een seismograaf.
Tsunami: enorme hoge golven die zijn ontstaan door verschuivingen op de oceaanbodem.
Verwering: het uiteenvallen van hard gesteente onder invloed van de werking van het weer en de werking van planten.
87
De Bewegende Aa rde
Vluchtige stof: hier gebruikt als een bestanddeel van magma dat daar gemakkelijk in gasvorm aan kan ontsnappen wanneer het
magma omhoog komt of afkoelt. De belangrijkste voorbeelden zijn water (H2 O), CO2 , SO2 , HCl, H2 S.
88
Download
Random flashcards
fff

2 Cards Rick Jimenez

mij droom land

4 Cards Lisandro Kurasaki DLuffy

Create flashcards