Aanvulling Dictaat Inleiding Bodem

Aanvulling
Dictaat Inleiding Bodem
voor Bodem en Water 1 (SIL 10806)
Oktober 2006
Inhoud:
Info BW1 - practicum Bodemkwaliteit
3
Vervallen kernbegrippen uit H2
4
Nieuwe of gewijzigde kernbegrippen in H2
6
Antwoorden vragen in H2.2 – H2.10
9
Inhoud H2
12
H2.2 – H2.10 Leertekst (herzien)
13
2
BW1 Practicum Bodemkwaliteit
extra info
Voor het practicum worden op 2 locaties in de omgeving van Wageningen
mengmonsters van de bodem genomen voor chemische analyse (zie ook H6.7 en
6.9). Daarnaast wordt op elke locatie een ringmonster genomen voor fysische
karakterisering van de bodem (zie H4.1). Het gaat om een locatie aan de Bergweg
(Stuwwal, bruine bosgrond, zand, akker/bos) en in de uiterwaarden (riviersediment,
kleivaaggrond, klei, grasland/natuur). Zie figuur 1 voor de ligging van beide locaties
(in de uiterwaarden zijn 2 mogelijke locaties aangegeven).
Studenten moeten zich verzamelen op de aangegeven verzamelplaats (Dreyenplein)
en dan gezamenlijk per fiets de 2 locaties afgaan. Houdt rekening met eventueel
slechte weersomstandigheden (regen, sneeuw) en modderige bodem (natte klei).
Figuur 1. Bemonsteringslocaties
Figuur 2. Systematisch bemonsteringspatroon
Er vindt alleen bemonstering van de bovengrond plaats. Voor het ringmonster de
laag 0-5 cm en voor het mengmonster de laag 0-20 cm. Het mengmonster moet
samengesteld worden uit meerdere steken (voor dit practicum 6) om rekening te
houden met de ruimtelijke variabiliteit van de bodem. Deze steken moeten worden
genomen volgens een systematisch bemonsteringspatroon (zie figuur 2). In de
dagelijkse praktijk varieert het aantal steken tussen 2 en 40 per bemonsteringsplek
afhankelijk van bodemtype (heterogeniteit), bodemoppervlak en gewenste
nauwkeurigheid. Eigenlijk zouden er vanwege de ruimtelijke variabiliteit ook meer
ringmonsters gestoken moeten worden (doen we om praktische redenen niet).
Het ringmonster wordt gebruikt om de bulkdichtheid, de porositeit en het
vochtgehalte van de bodem te bepalen. Dat gebeurt via massa-bepaling (wegen) van
de met grond gevulde ring voor en na drogen bij 70 oC. De gegevens worden
gebruikt om de pF-curve voor de betreffende grond te schetsen.
Het mengmonster wordt gebruikt voor het bepalen van de pH (in een water-extract)
en het kalkgehalte (% CaCO3). Voor die studenten die het vervolgvak BW2 gaan
doen wordt het mengmonster vervolgens gedroogd en bewaard.
De meetgegevens worden samen met overige beschikbare informatie zoals
ontstaanswijze, landschappelijke ligging en bodemfunctie, gebruikt om een globale
bodemkwaliteitsbeoordeling uit te voeren.
3
Vervallen kernbegrippen in versie 2006:
Aardbeving
Aardstroom
Ablatie
Antecedentie
Atol
Bodemlast
Convectiecellen
Corrasie
Dalvormende rivier
Dochterelement
Duinen
Elsterien
Eolische afzetting
Erosiekust
Estuarium
Fanerozoicum
Firn
Fjord
Fluviatie-denudatief
Gegradeerde rivier
Glaciaal
Gletsjer
Gletsjertong
Gully
Hellingprocessen
Hoefijzermeer
Ijswig
Interglaciaal
Interstadiaal
Isostasie
Jura
Kalksteen
Kenozoicum
Koraalkust
Lawine
Mangrovekust
Mergel
Mesozoicum
Mineralen
Moederelement
4
Natuurlijk talud
Numerieke ouderdomsbepaling
Opgeloste last
Overslaggrond
Paleozoicum
Palynologie
Pangea
Periglaciaal
Periglaciale verschijnselen
Permafrost
Plooiing
Polygoonstructuur
Precambrium
Progressieve sortering
Puinhelling
Puinkegel
Puinstroom
Retrospectieve monitoring
Rill
Riviersysteem
Schoorwal
Sea Floor spreading
Sedimentatie
Sedimentatiekust
Sedimentwaaier
Stadiaal
Steenkool
Stratigrafisch hiaat
Structuurbodem
Superpositie
Thermokarst
Trias
Vaste duinen
Veen
Vloeien
Voetvlakte
Vrije duinen
Vulkanische as
Waddengebied
Zwevende last
Nieuwe of gewijzigde kernbegrippen in versie 2006:
Breuk:
(1)[2.2.2]
Vlak waarlangs twee delen van de aardkorst t.o.v. elkaar verschoven zijn. Zie ook Diaklaas.
Cirque:
(1)[2.5]
Een steilwandige halfronde uitholling in een bergwand, ontstaan door glaciale erosie aan het
begin van een gletsjer. Wordt in Duitstalige gebieden ‘Kaar’ genoemd.
Colluvium:
(1)[2.4]
Gronddeeltjes die door oppervlakkige afstroming onderaan een helling zijn geaccumuleerd.
Continentaal plat:
(1)[2.10]
Zeebodem die nog deel uitmaakt van een continentale korst. Verdronken continent, dat een
ondiepe zee vormt.
Cuesta:
(1)[2.8]
Een zwak hellende resistent laag die een asymmetrische rug vormt in het landschap.
Deflatie:
(1)[2.7]
Het wegvoeren van deeltjes door de wind.
Delta:
(1)[2.6]
Sedimentlichaam dat wordt gevormd bij een riviermond als de aanvoer van sediment groter is
dan de afvoer ervan door de zee.
Dieptegesteente:
(1)[2.1.4]
Een gesteente dat ontstaan is door langzame afkoeling van magma in de aardkorst.
Doline:
(1)[2.8]
Uitholling in het landschap die ontstaan is door inzakking van de bodem als gevolg van
oplossing van kalksteen in de ondergrond.
Eemien:
(1)[2.10]
Warmere periode tussen de ijstijden Saalien en Weichselien; 120.000 - 75.000 jaar geleden.
Zie ook Bijlage 2.2 (Klimaatsindeling van het Kwartair).
Erosiebasis:
(1)[2.3.1]
Het (theoretische) niveau tot waar een landschap kan af-eroderen. Meestal is dat het
zeeniveau.
Firnbekken:
(1)[2.5]
Bekken waarin sneeuw zich heeft ophoopt en is samengedrukt tot bolletjes ijs (= ‘firn’).
Fysische verwering:
(1)[2.1.5, 3.5]
Mechanisch proces waarbij gesteenten door bijvoorbeeld de druk van ijs of boomwortels tot
kleinere fragmenten uiteenvallen.
5
Gelifluctie:
(1)[2.4]
Het vloeien van de ontdooide bovenlaag op een bevroren ondergrond.
Gidsfossiel:
(0)[2.9]
Fossiel die karakteristiek is voor een bepaalde geologische periode.
Graniet:
(1)[2.1.1]
Dieptegesteente (grofkristallijn) met een hoog percentage lichte mineralen.
Horn:
(1)[2.5]
Puntige bergtop, ontstaan op plaatsen waar cirques elkaar raken.
Kaap:
(1)[2.6]
Uitstekend kustdeel, waar de erosiekrachten van de zee het grootst zijn.
Karst:
(1)[2.8]
Verwering van kalksteen door oplossing van kalk onder invloed van zuur water.
Klastisch gesteente:
(1)[2.1.6]
Gesteente dat bestaat uit al dan niet verkitte fragmenten van uiteengevallen gesteenten, bv.
grind, zand of zandsteen.
Kruipen (Hellingproces):
(1,0)[2.4, 7.12.3]
De langzame hellingafwaartse beweging van gronddeeltjes onder invloed van de
zwaartekracht, als gevolg van het herhaaldelijk bevriezen en weer opdooien van de bodem.
(Eng.: Creep). Deze term wordt ook gebruikt voor het rollen van gronddeeltjes over de grond
onder invloed van wind.
Kwarts:
(1.[2.1.2]
Eén van de belangrijkste mineralen voor de vorming van gesteenten en de belangrijkste
grondstof voor de glasindustrie. Het is een mineraal met de chemische formule SiO2
(sliciumdioxide).
Lahar:
(1)[2.4]
Modderstroom van met water verzadigde vulkanische as, die langs een vulkaanhelling naar
beneden komt.
Landijskap:
(1)[2.5]
Een (kilometers) dik aaneengesloten pakket ijs op en nabij de Noord- en Zuidpool..
Lithosferische plaat:
(1)[2.2.1]
Delen van de aardkorst die een eenheid vormen en t.o.v. elkaar bewegen.
Mid-oceanische rug:
(1)[2.2.1]
Onderzeese bergketen, gevormd door opstijgend magma ter plaatse van uiteendrijvende
oceanische aardkorsten.
6
Mineraal:
(1)[2.1.2]
Een vaste stof met een specifieke chemische samenstelling en specifieke fysische
eigenschappen.
Morene:
(1)[2.5]
Opeenhoping van sediment, meegevoerd en afgezet door een gletsjer.
Numerieke ouderdom:
(0)[2.9]
Absolute ouderdom (van gesteenten), bepaald aan de hand van isotopen van bepaalde
mineralen.
Oeverwal:
(1)[2.3.2]
De lage wal langs een rivierbedding, ontstaan door afzetting van grovere gesteentefragmenten (bv. silt, zand, grind) tijdens overstroming van de alluviale vlakte. Zie ook Kom.
Oplopend profiel:
(1)[2.3.2]
Bodemprofiel waarbij de korrelgrootte van beneden naar boven toeneemt. Zie ook Fining
upwards
Paraboolduin:
(1)[2.7]
Een sikkelvormig duin, waarvan de "horentjes" tegen de wind in wijzen.
Plateau:
(1)[2.8]
Een horizontaal vlak liggend landschappelijk element, ontstaan door insnijding van rivieren.
Plooi:
(1)[2.2.2]
Gebogen vorm van een gesteentepakket, zonder dat daarbij sprake is van breuken.
Pyroclastica:
(1)[2.2.3]
Vanuit de lucht afgezet vulkanisch gesteente. Zie ook Slakken.
Radiokoolstof methode:
(0)[2.9]
Numerieke ouderdomsbepaling aan de hand van een koolstofisotoop. Wordt ook wel 14Cmethode (koolstof-14-methode) genoemd.
Rivierterras:
(1)[2.3.3]
Restant van een oude dalbodem van een rivier nadat deze zich daarin heeft ingesneden.
Rusthoek:
(1)[2.4]
De maximale hoek waaronder los materiaal (bv. sediment) nog stabiel is (niet gaat bewegen).
Schuiven (Hellingproces):
(1,0)[2.4, 7.12.2]
Verplaatsing van een grond- of gesteentemassa langs een vlak. Zie ook Slide en Slump.
Sedimentgesteenten:
(1)[2.1.3]
Gesteenten die bestaan uit opeengestapelde klastische of biochemische fragmenten.
7
Stollingsgesteente:
(1)[2.1.3]
Gesteente, ontstaan door stolling van magma. Het kan een dieptegesteente zijn of een
vulkanisch gesteente.
Strandwal:
(1)[2.6]
Langgerekte uit klastisch materiaal opgebouwde zandruggen voor de kust, die boven water
uitsteken.
Stroomgebied:
(1)[2.3.1]
Het gebied dat zijn overtollige neerslag via één en hetzelfde systeem van geulen, beken en
rivieren afvoert.
Terrassenkruising:
(1)[2.3.3]
Het punt in een rivier waar het terrassengebied overgaat in een sedimentatiegebied.
U-vormig dal:
(1)[2.5]
Dal met U-vormige bodem, gevormd door een gletsjer.
Wad:
(1)[2.6]
Gebied achter strandwallen waarop de zee nog wel invloed heeft, maar die bij eb grotendeels
droogvalt.
Weichselien:
(1)[2.10]
De laatste ijstijd die duurde van ca. 100.000 tot 10.000 jaar voor heden.
Zuur magma:
(1)[2.2.3]
Magma met een hoog siliciumgehalte (SiO2), hoog viskeus (taai-vloeibaar). Tegengestelde
van basisch magma.
8
Antwoorden vragen in H2.2 – H2.10
V2.2.1-1
Na 2000 jaar: 4600 cm = 46 m, na 10 miljoen jaar: 230 km.
V2.2.1-2
Basalt, als nieuw gevormde oceanische korst
V2.2.2-1
Een kwartsiet, dat is een gemetamorfoseerde zandsteen die uit het harde mineraal kwarts
bestaat. Kalksteen bestaat uit het relatief zachte calciet
V2.2.3-1
Basisch magma heeft een laag kwartsgehalte en is laag viskeus, zuur magma hoog
kwartsgehalte en hoog viskeus.
V2.2.3-2
Basisch: snelstromend, dus laag viskeus.
V2.2.3-3
Een schildvulkaan heeft een zeer flauwe en bolle hellingen, een stratovulkaan steile en holle.
V2.2.3-4
Wel verschil: basaltlava is niet of weinig poreus en vormt grote massieve
gesteentenlichamen, slakken zijn zeer poreus en bestaan uit losse brokken (clastica). Geen
verschil: chemische samenstelling
V2.2.3-5
De verschillende soorten afzettingen waaruit het vulkaanlichaam is opgebouwd: as,
modderstromen, lava’s, pyroklastica.
V2.2.3-6
Het hoge kwartsgehalte, de porositeit en de lichte kleur. Basalt is het tegenovergestelde:
weinig of geen kwarts, niet of weinig poreus en donkere kleur.
V2.3.1-1
Type: meanderend, hij heeft één stroomgeul. Door de huidige bedijking en door kribben wordt
de natuurlijk ontwikkeling van het riviersysteem echter gefrustreerd. Onder natuurlijke
omstandigheden zou de rivier meanderen. Zone: accumulatiezone.
V2.3.1-2
Verval: 290 - 40 = 250 (m); verhang: 250 m hoogteverschil over 58.000 m geeft een verhang
van 250 / 58.000 = 0,0043 (dimensieloos). Het verhang wordt uitgedrukt in m/km, dus in dit
geval is het verhang 4,3.
V2.3.2-1
Door op de topografie te letten: de oeverwallen vormen (lage) ruggen langs de rivier, de
kommen zijn laaggelegen oppervlakken wat verder van de rivier af.
Bovendien kun je de grond bekijken: oeverwallen zijn zandige afzettingen (zand voelt
schuurderig aan, de korrels zijn goed afzonderlijk zichtbaar), komgronden zijn kleiig (voelt
smeerderig aan, geen afzonderlijke korrels zichtbaar).
V2.3.2-2
Een wiel. Overslaggrond is daaruit afkomstig.
9
V2.3.2-3
Meanderend: regelmatige afvoer, geringe gradiënt, fijn sediment; vlechtend: onregelmatige
afvoer, steile(re) gradiënt, grof sediment
V2.3.3-1
Voordat het ideale profiel bereikt is treden er verstorende processen op als
zeespiegelveranderingen, tektonische activiteiten, klimaatveranderingen, enz.).
V2.3.3-2
Bovenstrooms: het oudste ligt het hoogst. De rivier snijdt zich in in z’n eigen afzettingen, dus
hoe ouder de afzetting, hoe groter het hoogteverschil met de huidige rivier.
Benedenstrooms: het oudste ligt begraven onder de jongere afzettingen. Het meest recente
(= jongste) terras ligt aan de oppervlakte, de huidige stroomvlakte.
V2.3.3-3
Een caféterras, drinken.
V2.4-1
Slide: massabeweging langs een schuifvlak
massabeweging langs een lepelvormig schuifvlak.
evenwijdig
aan
de
helling;
slump:
V2.4-2
Een modderstroom kan zich met grote snelheid over grote afstand verplaatsen (kilometers),
een slump is meer en lokaal fenomeen (meters tot enige honderden meters).
V2.4-3
Een puinkegel is een langgerekt puinlichaam, vaak gevormd door het aan elkaar groeien van
puinkegels.
V2.4-4
Van de hellingen afgespoeld materiaal. Zuid-Limburg is zeer heuvelachtig, waardoor het
bodemmateriaal makkelijk van de hellingen afspoelt, vooral als het onbedekt land is (geen of
weinig vegetatie).
V2.5-1
Diagenese, het is compactie van ijskristallen. Mineralogisch treedt er geen verandering op.
V2.5-2
Vorstscheur: krimpscheur door temperatuurdaling; ijswig: wigvormige structuur, ontstaan door
ijsgroei.
V2.5-3
Als een bodem oververzadigd raakt met smeltwater en drijfzand-achtige kenmerken krijgt.
V2.5-4
(1) de ondergrond is bevroren zodat het water niet naar de ondergrond kan percoleren; (2) de
zomer is kort en koel, zodat relatief weinig verdamping plaats vindt.
V2.6-1
Erosiekust: nergens; sedimentatiekust: langs de hele kust. Waddenzee, duingebied, schorren
in Zeeland
V2.6-2
Aan de voet van kliffen.
10
V2.6-3
Strandwallen.
V2.6-4
De coarsening upwards sequentie.
V2.7-1
Omdat het losse droge fijnkorrelige delen verplaatst en sorteert.
V2.7-2
Aangezien het in Nederland ook spreekwoordelijk vaak regent, zijn er maar weinig plaatsen
die waar voldaan wordt aan de criteria (1) droog, (2) los fijnkorrelig (silt en zand) materiaal en
onbegroeid. Uitzonderingen zijn de kuststreek, zandverstuivingen en (in sommige gevallen)
braakliggende bouwlanden.
V2.7-3
Overeenkomst: sikkelvormig. Verschillen: Barchaan: vrij duin, horentjes met de wind mee;
parabool: vast duin, horentjes tegen de wind in.
V2.7-4
Het zijn beide eolische afzettingen. Dekzand heeft een korrelgrootte van 50-420 micron,
salteert hoofdzakelijk en heeft dus een geringere transportafstand; löss heeft een
korrelgrootte van 16-50 micron (silt), wordt door de lucht verplaatst en kan daardoor grote
afstanden afleggen.
V2.8-1
Plateau: horizontaal vlak oppervlak, begrensd door insnijdingen. Cuesta: een lange flauwe
helling, met aan het eind van het hoogste punt een steile “rafelige” helling naar beneden.
V2.8-2
Een schiervlakte (peneplain).
V2.9-1
Het principe van superpositie.
V2.9.2
De halfwaardetijd van radioactieve elementen.
V2.9-3
Deze is alleen bruikbaar voor organisch en/of calciumcarbonaathoudend materiaal en hij is
beperkt tot afzettingen van niet meer dan ca. 50.000 jaar oud.
V2.10-1
De kalksteen is afgezet in het Krijt, een periode met een warm klimaat, waarin de polen ijsvrij
waren en het gebied van Nederland onder zeeniveau lag.
V2.10-2
Ja, want in het Saalien werden ze door de ijstongen van de gletsjers gedwongen hun loop te
verleggen.
V2.10-3
Onnatuurlijk van oorsprong, ze zijn ontstaan als gevolg van ontbossing door de mens.
11
Inhoud H2
Heel H2, uitgezonderd H2.9, is leerstof voor BW1.
2.
Geologie in relatie tot bodem en landschap
35
2.1
2.1.1
2.1.2
2.1.3
2.1.4
2.1.5
2.1.6
2.1.7
2.1.8
(1) Ontstaan en samenstelling van de aardkorst
(1)
De aardkorst
(1)
Mineralen
(1)
Gesteenten
(1)
Stollingsgesteenten
(1)
Verwering en erosie van gesteenten
(1)
Sedimenten en sedimentgesteenten
(1)
Metamorfe gesteenten
(1)
De kringloop van gesteenten
36
37
40
43
44
47
49
53
57
2.2
2.2.1
2.2.2
2.2.3
(1)
(1)
(1)
(1)
Geotektoniek en vulkanisme
Continentbeweging en plaattektoniek
Gebergtevorming
Vulkanisme
59
60
64
69
2.3
2.3.1
2.3.2
2.3.3
(1)
(1)
(1)
(1)
Rivieren en fluviatiel-denudatieve processen
Rivieren
Sedimenttransport en afzettingen van rivieren
Rivierterrassen
76
77
83
87
2.4
(1)
Hellingsprocessen
90
2.5
(1)
Glaciale en periglaciale processen en landvormen
95
2.6
(1)
Kustvormen
102
2.7
(1)
Werking van de wind
107
2.8
(1)
Reliëfvormen
113
2.9
2.10
Ouderdomsbepaling in de geologie
(1) De vorming van Nederland
12
119
124
2.2
Geotektoniek en vulkanisme
In dit deelhoofdstuk komen de volgende onderwerpen aan de orde:
2.2.1
2.2.2
2.2.3
Continentbeweging en plaattektoniek
Gebergtevorming
Vulkanisme
59
2.2.1 Continentbeweging en plaattektoniek
Leerdoelen
•
Kunnen uitleggen hoe de huidige ligging van de continenten is ontstaan
•
De processen die optreden bij plaattektoniek kunnen beschrijven
Kernbegrippen
Continental drift
Mid-oceanische rug
Convectiestroom
Subductie
Lithosferische plaat
Plaattektoniek
Concept
De grootste landschapsvormen die we kunnen onderscheiden op het
aardoppervlak zijn de continenten en de oceanen. De Duitse meteoroloog Alfred
Wegener veronderstelde in 1910 dat de huidige verdeling van de oceanen en
continenten het gevolg was van horizontale bewegingen van de aardkorst. Hij
werd getroffen door het feit dat de oostkust van Zuid-Amerika en de westkust
van Afrika in elkaar passen als twee stukken van een legpuzzel. Maar hij ging
verder, en vergeleek de geologie van beide gebieden in detail en kwam tot de
conclusie dat de overeenkomsten zó groot waren dat beide continenten aan
elkaar vast gezeten moesten hebben en deel uitmaakten van één groot
continent. Dit supercontinent, dat zou zijn ontstaan in het laat Carboon (300 Ma
BP), kreeg de naam Pangea (figuur 2.2.1-1).
Figuur 2.2.1-1
Het supercontinent Pangea, dat
bestond ten tijde van het Perm, Trias
en Jura, 300-150 miljoen jaar
geleden. De Tethyszee is de
voorloper van de Midellandse zee. In
de figuur zijn de huidige continenten
min of meer herkenbaar
weergegeven. In werkelijkheid is het
een aaneengesloten landmassa
geweest.
60
Sinds begin Jura (200 Ma BP) heeft dit grote continent zich weer opgesplitst in
kleinere continenten, die uiteen dreven naar hun huidige positie. Deze
bewegingen – waarvan de snelheden 2 tot 15 cm per jaar bedragen – worden
continentale drift genoemd (figuur 2.2.1-2). Bij het uiteendrijven (opbreken) van
het supercontinent Pangea ontstonden tussen de nieuwe continenten diepe
kloven, waaruit vanuit de mantel basaltisch magma opwelt dat de kloven opvult
en langgerekte bergruggen vormt. Deze zgn. mid-oceanische ruggen verheffen
zich 1000-2000 m boven de oceaanbodem en steken op enkele plaatsen boven
het zeeniveau uit, waardoor bijvoorbeeld IJsland en de Azoren zijn ontstaan
(figuur 2.2.1-3 en 2.2.1-4).
Figuur 2.2.1-2 De bewegingen van de continenten sinds het uiteendrijven van Pangea. A en B:
de ligging van de continenten tijdens de Jura , 200 en 180 miljoen jaar geleden. C: de situatie
tijdens het begin van het Krijt (135 miljoen jaar geleden), D: 65 miljoen jaar voor heden, eind Krijt,
E: de huidige situatie.
Figuur 2.2.1-3 Dateringen van de
oceaankorst.
Des te verder de korst verwijderd is
van de mid-oceanische rug, des te
ouder hij is. Opvallend is ook de
symmetrie aan weerszijden. Beide
zijn bewijzen van het uiteendrijven
van de continenten
61
Wat is de drijvende kracht achter de bewegingen van de aardkorst? In de
aardmantel, de buitenste laag van de Aarde onder de aardkorst, komen
convectiestromen voor, die het gevolg zijn van dichtheidsverschillen door
opwarming en afkoeling. Er is een opwellende stroom op bepaalde plaatsen, die
warm mantelmateriaal naar de oppervlakte vervoert. Daar vindt afkoeling plaats,
waardoor het mantelmateriaal zwaarder wordt en weer naar de diepte zinkt.
Zodoende ontstaat een kringloop van mantelmateriaal in convectiecellen. De
convectiestromen in de mantel dragen de continenten als het ware op hun rug
mee en zijn daardoor de drijvende krachten van de continentverschuivingen
(figuur 2.2.1-4 en 2.2.1-5)
Figuur 2.2.1-5
Door
temperatuurverschillen
als gevolg van de
afkoeling van de Aarde
worden er
convectiestromen in de
aardmantel in stand
gehouden. Op deze
stromen drijft de
aardkorst.
Figuur 2.2.1-4
Het uiteendrijven van de oceanische korst in perspectief
geïllustreerd.
Uit de aardmantel stijgt magma omhoog, waardoor de
reeds gestolde korst uiteengeduwd wordt
Als er op mid-oceanische ruggen nieuwe aardkorst ontstaat, die meegevoerd
wordt op convectiestromen, moet deze korst ook weer ergens verdwijnen. Dat
gebeurd bij diepzeetroggen, waar aardkorst in de mantel wordt weggeduwd. Als
aardkorstplaten tegen elkaar drijven verdwijnt de zwaardere plaat onder de
lichtere. Bij het wegzakken van de zware plaat – dit wordt subductie genoemd –
ontstaat tussen de platen een diepe kloof, een diepzeetrog. Het gebied waarin
dit gebeurt wordt subductiezone genoemd (figuur 2.2.1-6). Aan de oostkant van
het Zuid-Amerikaanse continent vindt men geen subductie-zone en ook geen
spreidingszone. Daar zit de continentale korst vast aan de oceanische korst en
vormt zo één geheel. Het is dan ook beter te spreken over lithosferische platen
in plaats van continentale en oceanische korst. Figuur 2.2.1-7 toont een
62
reliëfkaart van de lithosferische platen van de aarde, in hun huidige ligging. Het
gehele complex van uit elkaar drijvende en tegen elkaar botsende platen wordt
samengevat onder de naam plaattektoniek.
Figuur 2.2.1-6 Schematische weergave van een subductiezone. Zwaardere oceanische korst
wordt onder een continentale plaat geduwd. De rand van het continent wordt samengedrukt,
waardoor er een gebergte wordt gevormd. Een deel van de rand van het continent wordt mee
omlaag getrokken, waardoor er in de oceaanbodem tussen de platen een diepe trog ontstaat.
Figuur 2.2.1-7 Reliëfkaart
van de lithosferische
platen van de Aarde, zoals
ze nu liggen. De midoceanische ruggen zijn
met witte lijnen
aangegeven. Bron: Press
& Siever (1994).
Toepassing
Tegenwoordig wordt de snelheid van de continenten met behulp van satellieten
en laserstralen gemeten. Vanuit de ruimte wordt de positie van bepaalde punten
op twee aan elkaar grenzende continentale platen nauwkeurig bepaald. Uit
verschuiving van die punten in de loop van de tijd kan de richting en snelheid
van die platen worden afgeleid.
V2.2.1-1 De snelheden waarmee aardkorstplaten over de mantel bewegen zijn in de tijdspanne van
een mensenleven verwaarloosbaar. Maar bereken eens wat het effect is sinds het begin van de
jaartelling. En in 10 miljoen jaar?
V2.2.1-2 IJsland is in feite een deel van een mid-oceanische rug dat boven zeeniveau uitsteekt.
Welk gesteente zal je daar overwegend aantreffen?
63
2.2.2 Gebergtevorming
Leerdoelen
•
Kunnen beschrijven hoe gebergten ontstaan.
•
Kunnen beschrijven welke processen optreden als gevolg van spanningen
in de aardkorst.
Kernbegrippen
Schild
Plooi
Breuk
Diaklaas
Synclinaal
Anticlinaal
Concept
Gebergtevorming hangt nauw samen met plaattektoniek. Als een oceanische en
een continentale plaat botsen wordt de (zwaardere) oceanische plaat naar
beneden geduwd en de rand van de continentale plaat in elkaar gedrukt,
waardoor er een gebergte ontstaat. Met het wegzakken van de oceanische korst
neemt ook de temperatuur van het gesteente toe, waardoor het gedeeltelijk
opsmelt. Dit nieuw gevormde magma stijgt op langs zwaktezones in de korst. Als
het oppervlak bereikt wordt gaat dit gepaard met vulkanisme. Als het voortijdig
stolt vormt het een dieptegesteente in de aardkorst (figuur 2.2.2-1). Voorbeeld
hiervan is het Andesgebergte. Door het opsmelten van de wegzakkende plaat
gaat dit type gebergtevorming gepaard met (andesitisch) vulkanisme.
Bij botsing van twee continentale platen vindt ook gebergtevorming plaats, maar
omdat continentale korst dikker en lichter is dan oceanische, wordt deze niet
gemakkelijk ondergeduwd (figuur 2.2.2-1). Bij dit type gebergtevorming zijn
vulkanische verschijnselen dan ook zeldzaam. Voorbeeld: de Alpen, die zijn
ontstaan door de botsing van Afrika en Europa. Als twee continentale platen toch
min of meer onder elkaar gedrukt worden ontstaat ─ als gevolg van de grotere
dikte ─ een extra hoog gebergte, wat het geval is met de Himalaya, waar India
onder het Euraziatische continent verdwijnt (figuur 2.2.2-2).
Gebergtevormende processen zijn niet altijd in dezelfde intensiteit opgetreden in
de aardgeschiedenis. We zitten nu in een periode met actieve gebergtevorming
(Alpen, Andes, Rocky Mountains en Himalaya), maar er zijn ook lange perioden
geweest met weinig of geen gebergtevorming.
64
Figuur 2.2.2-1
Boven: Subductie van een oceanische plaat. De oceanische plaat schuift onder een (lichtere)
continentale plaat. De hierbij opgebouwde wrijvingsspanning komt schoksgewijs vrij, wat
aardbevingen veroorzaakt. De oceanische plaat zakt dieper in de mantel, waardoor de
waterrijke bovenlaag opsmelt. Het gesmolten materiaal (magma) stijgt omhoog. Als het
onderweg in de aardkorst stolt ontstaat een dieptegesteente; bereikt het het oppervlak dan
veroorzaakt het vulkanische uitbarstingen. Door het "botsen" van de twee platen wordt de
rand van de continentale korst opgestroopt en ontstaat een gebergtegordel. De westkust van
Zuid-Amerika is een goed voorbeeld hiervan.
Onder: De botsing van twee continentale platen. Door de grotere dikte en de gelijke massa
ontstaat een extra hoog gebergte.
De oudste delen van de aardkorst zijn zeer oude starre, kristallijne gebieden, de
zogenaamde schilden, die gedurende verschillende gebergtevormende perioden
in het Precambrium zijn ontstaan. Sindsdien heeft er in die gebieden geen
gebergtevorming meer plaats gehad en zijn ze zo sterk afgeërodeerd dat men de
ligging van de oorspronkelijke gebergteketens in het landschap nauwelijks nog
kan herkennen. Voorbeelden zijn het Baltische Schild in Scandinavië, het
Canadese Schild, het Afrikaanse Schild, het Braziliaanse Schild en het
Australische Schild (figuur 2.2.2-3).
65
Figuur 2.2.2-2 Het ontstaan van de Himalaya, als gevolg van het "botsen" van de Indiase
plaat tegen de Euraziatische. Dit proces is nog steeds actief, waardoor er regelmatig
aardbevingen voorkomen.
Figuur 2.2.2-3 De oudste delen van de aardkorst, de vlakke continentale schilden, ouder dan 550
miljoen jaar en de jongere gebergtegordels met hun hoge toppen: de Alpen, de Himalaya , de
Andes en de Rocky Mountains.
De Europese middelgebergten (De Harz, Ardennen, Eifel, Vogezen, Zwarte
Woud en Massif Central) zijn een overblijfsel van een gebergte dat 300-400
miljoen jaar geleden is ontstaan door een botsing van Europa en Azië. Verwering
en erosie hebben dit gebergte afgebroken tot de huidige hoogtes van 500-1000
m.
Plooien, breuken en diaklazen
Ten gevolge van de bewegingen in de aardkorst treden er spanningen op die
zich uiten in vervorming van de gesteenten. Deze vervormingen bestaan uit
plooien en breuken. Afhankelijk van temperatuur, druk, aard van het gesteente –
een (zachte) kalksteen kan makkelijker vervormen dan een (harde) graniet – en
66
de snelheid van vervorming kan een gesteente buigen of barsten ofwel plooien
of breken. Er wordt onderscheid gemaakt tussen plooien, breuken en diaklazen.
Bij plooiing wordt een gesteentepakket gedeformeerd tot gebogen vormen
zonder dat van breuken sprake is. Het gesteente dient daarvoor een zekere
plasticiteit te hebben. De golfvormige structuren die zo ontstaan worden
anticlinalen en synclinalen genoemd (figuur 2.2.2-4). Een anticlinaal heeft een
omhooggebogen vorm, een synclinaal is omlaag gebogen. De afmetingen
("golflengte") van deze structuren kunnen variëren van meters tot kilometers.
Anticlinalen en synclinalen zijn veel voorkomende morfologische elementen in
landschappen.
(Ezelsbruggetje: Een Anticlinaal begint met een A: de punt naar boven, een sYnclinaal heeft een
Y: de punt naar beneden.)
Figuur 2.2.2-4 Een geplooid stuk continentale korst met duidelijke synclinalen en anticlinalen.
Door erosie is een deel van de anticlinalen, waardoor de structuren vooral onder het
aardoppervlak duidelijk zijn.
Is het gesteente niet of niet voldoende plastisch, dan kunnen breuken optreden.
Een breuk is een vlak waarlangs een verschuiving heeft plaatsgevonden. De
verschuiving kan in de orde van centimeters (figuur 2.2.2-5) tot honderden
kilometers zijn. Vertikaal lopende breuken komen o.a. voor bij horsten en
slenken, een bekende horizontaal lopende breuk is de San Andreasbreuk in
Californië. Veel lijnvormige structuren die men op luchtfoto's en satellietbeelden
kan waarnemen zijn veroorzaakt door breuken.
67
Figuur 2.2.2-5
Links: detail van een breuk in vertikale
richting. De lagen A en B zijn dezelfde
afzetting, de pijlen geven de
verschuivingsrichting aan.
Rechts: de San Andreasbreuk in
Californië. De horizontale verschuiving
is hier duidelijk zichtbaar door de loop
van de rivier, die met de breuk mee is
verschoven.
Een diaklaas is een barst in een gesteente, waarlangs geen verschuiving heeft
plaatsgehad. Diaklazen komen in bijna alle verharde gesteenten voor en vormen
een dicht netwerk van barsten op decimeter tot meterschaal, die meerdere
elkaar snijdende richtingen kunnen hebben. Verwering van gesteenten begint
vaak doordat water via de diaklazen in het gesteente dringt.
Toepassing
Bij een aardbeving vindt een plotselinge beweging langs een breukvlak plaats.
Deze breuk is het gevolg van bewegingen in de aardkorst, waarbij de weerstand
van het gesteente onder de daar heersende omstandigheden aan temperatuur
en druk wordt overschreden. Aardbevingen komen vooral voor langs actieve
subductiezones en langs de mid-oceanische ruggen. De plotselinge ontlading
van de opgebouwde spanning gaat gepaard met schokgolven.
V2.2.2-1 Welk gesteente zal bij plooiing het eerst barsten gaan vertonen, een kwartsiet of een
kalksteen?
68
2.2.3 Vulkanisme
Leerdoel
•
De hoofdtypes vulkanisme kunnen karakteriseren.
Kernbegrippen
Basisch magma
Zuur magma
Andesitisch vulkanisme
Basaltisch vulkanisme
Rhyolitisch vulkanisme
Stratovulkaan
Dome
Spleeteruptie
Modderstroom
Caldera
Schildvulkaan
Pyroclastica
Slakken
Pyroclastische stroom
Concept
Waar magma kans ziet het aardoppervlak te bereiken, ontstaan vulkanische
verschijnselen. Magma bestaat niet alleen uit vloeibaar gesteentemateriaal, het
bevat gewoonlijk ook vaste bestanddelen (zoals fenokristen) en opgeloste
gassen. Viscositeitsverschillen van het magma en variatie van de hoeveelheid
erin opgeloste gassen zijn er de oorzaak van dat er een grote verscheidenheid
aan vulkanische verschijnselen is.
De viscositeit (taaiheid of stroperigheid) van magma neemt toe met het SiO2gehalte. Basische magma's (SiO2 ca. 45%) vloeien veel makkelijker dan zure
magma's (SiO2 ca. 70%). In magma opgelost gas heeft de neiging te ontsnappen
zodra de druk wegvalt (vergelijk dit met koolzuurgas dat ontsnapt bij het openen
van een fles cola). Wanneer het magma weinig viskeus is, kan het gas
gemakkelijk ontsnappen, maar als het magma zeer viskeus is kunnen de
gasbellen niet snel de buitenlucht bereiken. Zure magma's zijn daardoor meestal
gasrijker, waardoor er grote spanningen in kunnen ontstaan. Op grond van deze
verschillen worden drie typen vulkanisme onderscheiden: basaltisch, andesitisch
en rhyolitisch vulkanisme, die achtereenvolgens behandeld zullen worden.
Basaltisch vulkanisme
Dun-vloeibaar basaltisch magma ontstaat door gedeeltelijke opsmelting van vast
mantel-materiaal en treedt vooral op wanneer rek in de aardkorst opstijging van
magma uit de mantel naar het oppervlak mogelijk maakt.
Dergelijke magma's laten het opgeloste gas gemakkelijk ontsnappen en zijn dan
ook zelden explosief. Meestal ontstaan lavastromen, die al over een geringe
helling kunnen afvloeien. Geschiedt dat vele malen vanuit één of enkele centrale
eruptiepunten, dan wordt een schildvulkaan gevormd, met als kenmerken een
69
zeer brede basis en een relatief geringe hellingshoek (figuur 2.2.3-1). Vloeit lava
uit over de gehele lengte van een spleet dan spreekt men van spleeteruptie.
Figuur 2.2.3-1
Het eiland Hawaï bestaat uit vijf elkaar
overlappende schildvulkanen. De kaart toont
de belangrijkste eruptiepunten en de langste
lavastromen sinds 1750 (let ook op de
kaartschaal!).
De doorsnede demonstreert de karakteristieke
flauwe helling van schildvulkanen.
Is er iets meer gas aanwezig in het basaltisch magma, dan worden vaak
slakkenkegels gevormd (figuur 2.2.3-2). Deze ontstaan tijdens rustige
intermitterende erupties van lava-fonteinen. Flodders vloeibaar magma worden
uitgeworpen en stollen in de lucht tot grillig gevormde, zeer poreuze brokken
steen. Een algemene term voor door vulkanen uitgeworpen producten is
pyroclastica.
Figuur 2.2.3-2
Voorbeelden van slakkenkegels.
Bij uitbarstingen van gasrijk basisch
magma neemt de gasdruk plotseling af,
waardoor magma-flodders ontstaan die
tijdens de val stollen en zo een
kegelvormig vulkaanlichaam opbouwen.
Op de voorgrond is een lavastroom te
zien: een oudere uitbarsting van gasarm
magma.
70
Andesitisch vulkanisme
Andesitisch vulkanisme ontstaat vooral wanneer bij een subductiezone delen
van de rand van de continentale korst opsmelten en zich mengen met basaltisch
magma. De naam is afgeleid van het Andesgebergte, waar dit type vulkanisme
veel voorkomt.
Andesitische magma's zijn viskeuzer dan basaltische. Gas kan minder
gemakkelijk ontsnappen, en dientengevolge zijn de erupties dan ook vaak
heftiger en minder frequent. Nu eens, bij lage gasdruk, vloeien lavastromen uit,
dan weer, bij hoge gasdruk, worden vooral pyroclastica uitgeworpen. Het
resulterende gesteente, andesiet, bevat minder donkere mineralen dan basalt en
is daardoor lichter van kleur.
Als er tijdens de eruptie een kratermeer wordt uitgeworpen, als de eruptie op een
besneeuwde of vergletsjerde vulkaan plaatsvindt, of als zware regenbuien
optreden tijdens de eruptie, kunnen andesitische erupties aanleiding geven tot
vulkanische modderstromen.
Een derde verschijnsel dat op kan treden is de vorming van pyroclastische
stromen, een mengsel van gloeiend hete gassen en fijne gasdeeltjes die zeer
snel hellingafwaarts stromen (figuur 2.2.3-3). Dit kan bijvoorbeeld veroorzaakt
worden door het inzakken van een eruptiekolom of bij de aanwezigheid van een
prop in de krater.
Figuur 2.2.3-3
Een pyroclastische stroom of gloedwolk.
Een explosieve uitbarsting van zuur magma
produceert gloeiend hete gassen en asdeeltjes
(ca. 800 °C) die met grote snelheid (150-200
km/u) de helling van de vulkaan afstromen.
Door de afwisseling van asregens, modderstromen, pyroclastische stromen en
lavas wordt een gelaagd vulkaanlichaam opgebouwd: een stratovulkaan. Een
stratovulkaan is het 'klassieke' vulkaantype met een fraaie kegelvorm en licht
concave hellingen. De meeste vulkanen langs de subductiezones (Japan,
Indonesië, Midden-Amerika, Andes, Kleine Antillen) zijn stratovulkanen (figuur
2.2.3-4).
71
Figuur 2.2.3-4
Stratovulkanen in Midden-Amerika.
Let op de licht-concave hellingen van de
door asregens, lava’s en modder- en
pyroclastische stromen opgebouwde
vulkaanlichamen.
Rhyolitisch vulkanisme
Stratovulkanen die langs de randen van het continent liggen, zoals in de Andes
en in Indonesië, kunnen behalve andesieten en basalten soms het veel zuurdere
en viskeuzere rhyolitisch magma uitwerpen, waaruit het gas zeer moeilijk kan
ontsnappen. Dan kunnen er twee dingen gebeuren:
Als de gasdruk niet al te hoog is, stolt het magma in de kraterpijp en ontstaat er
een dome, een koepelvormige uitstulping, die er door zijn taaie stroperigheid niet
in slaagt om als een lavastroom uit te vloeien (figuur 2.2.3-5).
Figuur 2.2.3-5
Doorsnede van een dome, een
"uitstulping" van rhyolitisch (zuur,
taaivloeibaar) magma.
Omdat de gasdruk te laag was voor
een explosieve uitbarsting is het
magma boven de kraterpijp als een
prop afgekoeld.
Dike: horizontale gang; conduit:
kraterpijp; obsidiaan: kwartsrijk, amorf
gesteente.
Is de gasdruk echter hoog, dan kan door de geweldige druk de gehele
magmakamer explosief worden geleegd, waarbij een gigantische hoeveelheid
(tot honderden kubieke kilometers) zeer gasrijk pyroclastisch materiaal zich met
grote snelheid over de omgeving uitspreidt. Deze pyroclastische stromen of
"gloedwolken" ontstaan doordat de gasdruk, zo groot is dat het magma bij het in
de atmosfeer komen uit elkaar spat tot een mengsel van gas en fijne vernevelde
magmadruppels. De aldus ontstane afzettingen zijn zeer kwartsrijk, poreus en
licht van kleur en worden ignimbrieten genoemd.
72
Bij het legen van het reservoir ontstaat een grote holte onder het
vulkaanlichaam, waar uiteindelijk de hele kegel in kan wegzakken. Het resultaat
is een caldera, een inzakkingskrater van enkele kilometers tot tientallen
kilometers doorsnede (figuur 2.2.3-6).
(a) Boven een oude, gestolde magmaprop ontwikkelt zich een
nieuwe magmahaard die de bovenliggende gesteenten omhoog
drukt;
(b) langs breuken ontwijkt het onder druk staande magma naar het
aardoppervlak, beginnend met de lichtste bestanddelen;
(c) door de volgende, heftige, uitbarsting leegt de magmakamer zich
en het bovenliggende deel van de aardkorst zakt in;
(d) de ontstane caldera wordt geleidelijk opgevuld met
erosiemateriaal van de hoge randen;
(e) en wordt gevuld met water, waardoor er een kratermeer ontstaat;
(f) na verloop van tijd stijgt er weer een magmabel op, waardoor het
proces zich kan herhalen.
Figuur 2.2.3-6 Schematische voorstelling van de ontwikkeling van een caldera.
73
In tabel 2.2.3-1 is een samenvatting van de drie typen vulkanisme gegeven.
Tabel 2.2.3-1 Vergelijking van de drie typen vulkanisme
Basaltisch
Andesitisch
Rhyolitisch
Type magma
basisch (SiO2 40%),
dun-vloeibaar, gas
kan gemakkelijk
ontsnappen
intermediair,
viskeuzer dan
basaltisch magma,
gas kan minder
gemakkelijk
ontsnappen
zuur (SiO2 70-75%),
zeer viskeus, gas
kan moeilijk
ontsnappen
Type vulkaan
schildvulkaan
stratovulkaan
dome (magma stulpt
uit boven kraterpijp),
caldera (na zeer
heftige eruptie)
Type eruptie
lavastromen, vaak
vanuit meerdere
kraters of spleten;
zelden explosief
vaak heftiger en
minder frequent dan
bij basaltisch
vulkanisme
zeer heftig, waarbij
door hoge druk de
gehele magmakamer
explosief wordt
geleegd
Speciale
verschijnselen
vorming van grote
basaltplateaus;
modderstromen,
pyroclastische
stromen
enorme
hoeveelheden as
hoog in de lucht
gebracht
slakkenkegels
wanneer iets meer
gas aanwezig
Gevormde
gesteentes
Basalt, soms
slakkenkegels
Andesiet,
asafzettingen
Rhyoliet, ignimbriet
Belangrijkste
bedreigingen
lavastromen
doordalen tot vele
kilometers van het
eruptiepunt
dikke aslagen
windafwaarts,
pyroclastische
stromen en
modderstromen
uitstoot van
aërosolen (SO2),
dikke aslagen
windafwaarts,
pyroclastische
stromen en
modderstromen tot
100 km stroomaf
Toepassing
Ieder type vulkanisme heeft zijn eigen typische landschapsvormen en risico’s,
waarmee in landinrichtingsprojecten rekening moet worden gehouden.
Basaltische afzettingen komen op veel plaatsen op aarde voor en zijn een
veelvoorkomend moedermateriaal voor bodems. Het is het overheersende
magmatype in de mid-oceanische ruggen (o.a. Hawaï) en de grote slenken die
Europa doorkruisen, zoals de basaltdekken van de Cantal (Fr) en de Vogelsberg
(Du). Een groot deel van de vulkaantjes die voorkomen in de Eifel en in
Auvergne zijn slakkenkegels. De enige spleeteruptie die in historische tijd heeft
plaatsgevonden was in 1783 op IJsland. Door dit type basaltisch vulkanisme zijn
geweldige plateaus opgebouwd, zoals de Deccan Traps van India, de Paraná
basalten van Brazilië en het Columbia Plateau in de VS.
74
Terwijl het belangrijkste risico van basaltisch vulkanisme ligt in de directe
bedreiging door lavastromen, moeten de risico's van rhyolitisch en andesitisch
vulkanisme voor mens en landbouw vooral gezocht worden in dikke aslagen
windafwaarts van de vulkaan, het voorkomen van pyroclastische stromen en de
modderstromen die tot meer dan 100 km stroomafwaarts hun invloed kunnen
doen gelden.
Vaak begint een eruptiecyclus van andesitisch vulkanisme met een zware
eruptie waarbij zeer veel grove en fijne as de lucht in wordt geslingerd, gevolgd
door een lange periode van intermitterende activiteit, waarbij ook lava's uit
kunnen stromen. Dit geschiedde bijv. bij de Mount St. Helens die in 1980
ontwaakte na een meer dan 130 jaar durende rust. Bij eerste eruptie werd een
gedeelte van het vulkaanlichaam weggeslagen en werden asdeeltjes over de
hele VS verspreid en tot in de stratosfeer teruggevonden. Mount St. Helens is
nog steeds actief, maar de grootste druk is er af.
De eruptie van de Nevado del Ruiz in Colombia op 13 november 1985 was
slechts een kleine eruptie, maar doordat de top van de vulkaan met een ijskap
was bedekt, mengde het uitgeworpen materiaal zich met het smeltwater van de
ijskap en ontstond een desastreuze modderstroom die 60 km verderop de stad
Armero bedolf, waarbij meer dan 20.000 mensen omkwamen.
Hoewel vulkanische erupties elk jaar vele mensenlevens eisen, is er ook een
positieve kant aan het vulkanisme. Vulkanische as bevat veel gemakkelijk
vrijkomende plantenvoedende stoffen. Daarom vindt men (met name in de
tropen) in gebieden met vulkanische activiteit veel vruchtbaarder gronden dan
daarbuiten.
V2.2.3-1 Wat is het verschil tussen basisch en zuur magma?
V2.2.3-2 In TV-uitzendingen is soms roodgloeiende, snelstromende lava te zien. Welk type
magma is dat?
V2.2.3-3 Hoe kun je in een landschap het verschil zien tussen een schildvulkaan en een
stratovulkaan?
V2.2.3-4 Waarin verschilt basaltlava van vulkanische slakken? En waarin niet?
V2.2.3-5 Wat is kenmerkend voor een stratovulkaan?
V2.2.3-6 Wat is typerend voor ignimbriet? Welk gesteente kun je als tegenpool zien en waarom?
75
2.3
Rivieren en fluviatiel-denudatieve processen
In dit deelhoofdstuk komen de volgende onderwerpen aan de orde:
2.3.1
2.3.2
2.3.3
76
Rivieren
Sedimenttransport en afzettingen van rivieren
Rivierterrassen
2.3.1 Rivieren
Leerdoelen
•
Het ontstaan van riviersystemen globaal kunnen omschrijven.
•
Enkele "wetmatigheden" betreffende verandering van riviereigenschappen
van bovenloop naar benedenloop kunnen beschrijven.
Kernbegrippen
Drainagepatroon
Stroomgebied
Denudatie
Meanderen
Lengteprofiel
Verhang
Vlechtende rivier
Gradiënt
Erosiebasis
Concept
Rivieren ontstaan als er op het grondoppervlak meer neerslag valt dan er door
verdamping verdwijnt. Als de infiltratiecapaciteit van de bodem wordt
overschreden zal water over het oppervlak gaan afstromen. Of dit gebeurt is niet
alleen afhankelijk van de hoeveelheid neerslag, maar ook van de
landschappelijke gesteldheid. Op een zandige bodem onder bos zal niet snel
oppervlakkige afstroming voorkomen, op een onbegroeide kleibodem
daarentegen wel.
Oppervlakkig afstromend water vormt een stelsel van samenvloeiende geulen,
beekjes en rivieren. Het beeld dat dit stelsel vormt noemt men een
drainagepatroon. Dit patroon wordt bepaald door de aard van het oppervlak:
slecht doorlatende gesteenten hebben een dicht netwerk van stromen (grote
drainagedichtheid), omdat er veel water over het oppervlak afgevoerd moet
worden, goed doorlatende gesteenten hebben een geringere drainagedichtheid.
Het gebied dat zijn overtollige neerslag afvoert via zo'n stelsel van
samenvloeiende geulen, beekjes en rivieren heet een stroomgebied en kan in
drie zones worden onderverdeeld:
- Een erosieve zone. Hierin is de netto erosie groter dan de sedimentatie. De
dalen zijn V-vormig ingesneden. De ondergrond bestaat uit hard gesteente.
- Een transportzone. Dit is een overgangszone waarin erosie en sedimentatie
min of meer met elkaar in evenwicht zijn.
- Een accumulatiezone. Deze zone vormt een – meestal kustnabije – alluviale
vlakte waarin sedimentatie overheerst.
77
Figuur 2.3.1-1 De onderverdeling van een stroomgebied in drie zones. Het beeld dat
gevormd wordt door het stelsel van stromen noemt men het drainagepatroon.
Rivieren hebben slechts zelden een rechte loop. De meeste rivieren hebben in
de bovenloop (de erosieve zone), waar zij zich in hard gesteente insnijden, op
zijn minst een enigszins bochtige loop. De insnijding is V-vormig en de rivieren
hebben gewoonlijk nog geen dalbodem waarin ze zich vrijelijk kunnen
ontwikkelen tot een lateraal eroderend systeem. Zij bevinden zich nog in een
fase waarin zij zich insnijden in het vaste gesteente: het zijn nog dalvormende
rivieren, waarin verticale erosie – de verdieping van de bedding – overheerst. Dit
in tegenstelling tot rivieren in de benedenloop, waarin laterale erosie overheerst
en de dalbodem verbreed wordt.
Figuur 2.3.1-2
Een dalvormende rivier die zich insnijdt in
vast gesteente door verticale erosie.
Verticale erosie wordt veroorzaakt door de uitslijpende werking van het
meegevoerde sediment; schoon water kan nauwelijks eroderen. Ook klei en
zand zijn nog relatief ineffectief, het is vooral grind dat in staat is grotere
gesteenteblokken los te slaan uit de rotsachtige bedding.
De slijpende werking van meegevoerd sediment alleen is niet voldoende om de
vormen van het erosielandschap te verklaren. Een ander belangrijk proces is het
ondermijnen van wanden van het rivierdal, waardoor het precaire evenwicht
tussen wrijvingskracht en zwaartekracht op de hellingen wordt verbroken en
gesteentemassa's door verschillende hellingprocessen in de rivier terecht
komen. (Hellingprocessen worden in het volgende deelhoofdstuk nader
78
besproken.) Het samenspel van verwering, erosie en hellingsprocessen, die voor
"ontbloting" van het gesteente zorgen, noemt men denudatie. Om de belangrijke
rol van rivieren bij erosie en transport te benadrukken spreekt men van fluviatieldenudatieve processen.
De uiteindelijke vorm van een dalwand is afhankelijk van de manier waarop het
verweerde gesteenten reageert op ondermijning en van de mate waarin de rivier
in staat is het toegevoerde hellingmateriaal af te voeren (Figuur 2.3.1-2). De
vormen in het fluviatiel-denudatieve landschap zijn dus vooral het gevolg van
hellingprocessen. De rivier is alleen de motor die die processen op gang brengt
en de transportband die de afgebroken gesteenten naar een rustplaats
afvoert. In de transportzone en in de accumulatiezone bevindt een rivier zich
meestal in een bedding van losse riviersedimenten, de alluviale vlakte. Daarin
kan men hoofdzakelijk twee typen rivieren onderscheiden:
- Vlechtende of verwilderde rivieren, die meestal meerdere ondiepe geulen
vertonen, gescheiden door grindbanken en met een geringe bochtigheid.
- Meanderende rivieren, waarbij de rivier meestal in één enkele diepe
stroomgeul loopt, die grote lussen vormt waarin richtingsveranderingen van
meer dan 180° voorkomen.
Als je langs een rivier vanaf de bron tot de uitmonding op een aantal punten de
hoogte t.o.v. het zeeniveau uitzet verkrijg je het lengteprofiel van een rivier. Het
absolute hoogteverschil tussen twee punten langs de rivier noemt men het
verval, het hoogteverschil per lengte-eenheid noemt men het verhang of de
gradiënt.
Figuur 2.3.1-3 Een ideaal lengteprofiel van een rivier, dat in evenwicht is met zijn
erosiebasis. Let op het concave verloop, waarbij het verhang steeds geringer wordt. Het
ideale lengteprofiel wordt bereikt als erosie en sedimentatie in het stroomgebied met elkaar in
evenwicht zijn. In werkelijkheid wordt dit evenwicht echter nooit bereikt: door
hardheidsverschillen van de gesteenten en doordat het zeeniveau in de loop van de tijd niet
constant is als gevolg van klimaatveranderingen. Ook aardkorstbewegingen kunnen van
invloed zijn.
79
Het ideale lengteprofiel van een rivier, die zich vrijelijk heeft kunnen ontwikkelen
in homogene gesteenten, heeft een concaaf verloop: het verhang wordt steeds
geringer, totdat bij de uitmonding in zee het verhang nul is geworden. Dat punt,
in dit geval het zeeniveau, noemt men de erosiebasis: het is – puur theoretisch –
het eindpunt tot waar een rivier een landschap zou kunnen eroderen. De meeste
rivieren hebben geen ideale concave verhanglijn vanwege verschillen in
hardheid van gesteenten in de bovenloop en vanwege het feit dat de ligging van
de erosiebasis voortdurend verandert. Die verandering kan het gevolg zijn van
tektoniek – opheffing of daling van het stroomgebied of een deel ervan – of van
klimaatveranderingen, waardoor de zeespiegel mondiaal daalt of stijgt.
Gedurende de laatste 10.000 jaar is de zeespiegel bijvoorbeeld zo'n 100 m
gestegen als gevolg van de afsmelting van de Pleistocene ijskappen (figuur
2.3.1-3).
Een rivier heeft twee functies: de afvoer van water en de afvoer van
erosieproducten. In het streven naar het ideale lengteprofiel ofwel het streven
naar een dynamisch evenwicht zal een rivier zich in de alluviale vlakte aan deze
twee variabelen moeten aanpassen. Dat kan op twee manieren: het ontwikkelen
van óf een vlechtend óf een meanderend riviersysteem.
Figuur 2.3.1-4 Voorbeeld van een vlechtende of verwilderde rivier. Duidelijk is het vlechtende
patroon van de stroomgeulen, die door sterk wisselende afvoeren van water en puin zich snel
kunnen verleggen.
80
Figuur 2.3.1-5 Voorbeeld van een meanderende rivier. Kenmerkend is de waterafvoerende,
meanderende hoofdgeul en de vele verlaten meanderbochten met halvemaanvormige
zandbanken in de binnenbochten. Door uitschuring (erosie) van de buitenbochten groeien de
buitenbochten naar elkaar toe tot er een doorbraak volgt. De oude bocht wordt afgesneden en
vormt een zgn. hoefijzermeer, dat langzaam dichtslibt.
Vlechtende of verwilderde rivieren komen met name voor in droge gebieden,
waarbij het vegetatiedek op de hellingen onvoldoende is om de grond tegen
regendruppelinslag en oppervlakkige afspoeling te beschermen, zodat veel
erosiemateriaal naar de rivieren wordt toegevoerd. In drogere klimaten zijn
plotselinge stortregens ook veel intensiever dan in de gematigde en humide
gebieden. Ook aan de tong van een gletsjer vinden we dit riviertype. Daar zijn de
plotselinge afvoerpieken het gevolg van het smelten van sneeuw en ijs in de
lente en ook daar worden dan ineens grote hoeveelheden fijn en grof sediment
vrijgemaakt die door het gletsjerijs zijn meegevoerd.
De aanvoer van veel puin dwingt de rivier dit zo snel mogelijk over zo kort
mogelijk afstand kwijt te raken, dus over zo steil mogelijke gradiënt. Het
verwilderde patroon heeft zijn ontstaan dan ook te danken aan het feit dat de
rivier in zijn haast het puin te vervoeren, zijn eigen geulen ermee verstopt, om de
barrière heen gaat stromen en een nieuwe geul vormt, die ook weer verstopt
raakt, enz. Dit constant wisselen van geulen geeft het vlechtende patroon aan dit
systeem. Vlechtende rivieren worden vooral gevormd bij zeer sterk wisselende
afvoeren van water en aanvoeren van grof sediment. (figuur 2.3.1-4)
81
Meanderende rivieren worden gevormd bij relatief regelmatige afvoer van water
en aanvoer van betrekkelijk fijn sediment. Deze rivieren hebben een veel
geringere gradiënt dan verwilderde rivieren, maar de gradiënt kan uiteindelijk
door de rivier zelf gereguleerd worden: hoe langer de meanderlussen, hoe groter
de afstand tot de erosiebasis en hoe geringer de gradiënt. Dit doet zich vooral
voor in gebieden met gematigde en humide klimaten, waarin een vegetatiedek
de hellingen beschermt tegen afspoeling en een groot deel van de
neerslagpieken worden gebufferd door de onderscheppende werking van de
vegetatie en door infiltratie in de bodem (figuur 2.3.1-5).
Toepassing
Sinds de Middeleeuwen zijn de rivieren in Nederland bedijkt, waardoor ze zich
niet meer in een vrij systeem kunnen ontwikkelen. Met behulp van kribben en
dammen worden de rivieren gedwongen hun loop te houden zoals die is en met
stuwen wordt de afvoerhoeveelheid gereguleerd en verdeeld. Van
een
natuurlijke ontwikkeling van onze rivieren is dus geen sprake meer.
V2.3.1-1 Tot welk type rivier behoort de huidige Rijn bij Wageningen? En tot welke zone in het
lengteprofiel?
V2.3.1-2 Het riviertje de Geul ontspringt in België en komt in Zuid-Limburg ons land binnen. Even
ten noorden van Maastricht mondt hij uit in de Maas. De lengte van de Geul is 58 km, de
oorsprong ligt op ca. 290 m +NAP en de uitmonding op ca. 40 m +NAP. Wat is het verval en wat
het (gemiddelde) verhang van de Geul?
82
2.3.2 Sedimenttransport en afzettingen van rivieren
Leerdoelen
•
Kunnen omschrijven welke processen een rol spelen bij het transport van
erosiemateriaal in rivieren.
•
De landschappelijke eenheden en verschijnselen die ontstaan in het
sedimentatiegebied van rivieren kunnen beschrijven.
Kernbegrippen
Kronkelwaard
Oeverwal
Kom
Stroomrug
Overslaggrond
Oplopend profiel
Puinwaaier
Alluviale vlakte
Wiel
Concept
De stroomsnelheid in een rivier is niet altijd en overal hetzelfde. In het midden
van het stroombed is de snelheid hoger dan langs de oevers en met verhoging
van de afvoer neemt ook de snelheid van het water toe. Daardoor worden niet
overal in de rivierbedding even grote deeltjes vervoerd. Tussen de snelheid (=
energie) van het water en de massa van de te transporteren fragmenten is een
evenredig verband, waardoor er sortering optreedt in het te transporteren
sediment. Deze sortering vindt men terug in de fluviatiele afzettingen.
Verder vindt er ook een stroomafwaartse zgn. progressieve sortering plaats. De
grofste componenten worden niet alleen het langzaamst getransporteerd, maar
worden ook relatief snel kleiner door veelvuldige botsingen met andere
sedimentdeeltjes. Daarom is het sediment in de bovenloop meestal grover dan in
de benedenloop. Variaties in stroomsnelheid in de tijd door wisselende afvoeren
maken dat op eenzelfde plaats de korrelgrootte van het sediment kan variëren.
Door al deze processen van laterale (naast elkaar), progressieve (in de lengte)
en temporele (in de tijd) sortering ontstaat een fluviatiel sedimentpakket met een
gelaagde structuur, waarbij grovere en fijnere lagen elkaar afwisselen.
Afzettingen van meanderende rivieren
In de buitenbochten van een meanderende rivier vindt voortdurend erosie plaats
en in de binnenbochten sedimentatie. Hierdoor verplaatsen de meanderlussen
zich steeds verder naar buiten. Op de bodem van de geul wordt grind en grof
zand getransporteerd. De afzettingen in een binnenbocht zijn meestal
fijnzandiger (geringe stroomsnelheden), waardoor er een halvemaanvormige
zandbank ontstaat, die kronkelwaard genoemd wordt. Bij hoge waterstanden
beperkt de rivier zich niet tot de uitgeërodeerde geul, maar overstroomt de hele
alluviale vlakte (figuur 2.3.2-1). Als een rivier buiten zijn oevers treedt neemt de
stroomsnelheid direct naast de stroomgeul af, waardoor de zandfractie bezinkt.
Zo wordt langs de stroomgeul een strook zandig sediment afgezet, die een lage
83
wal langs de rivier vormt. Hierdoor ontstaan de iets hoger (in de orde van
decimeters) liggende oeverwallen. Ver van de geul, blijft het water tot lange tijd
na de overstroming staan en omdat daar de stroomsnelheid nul of vrijwel nul is,
kunnen de fijnste (klei)deeltjes tot afzetting komen. Door de veelvuldige
overstromingen, (bij onbedijkte rivieren) kan zo in de loop der eeuwen een dik
kleipakket worden gevormd. Dit zijn de zogenaamde komgronden, of komklei, in
de kommen van de alluviale vlakte.
Figuur 2.3.2-1
A. Voorbeeld van een
meanderend riviersysteem
bij overstroming van de
overstromingsvlakte.
B. Hetzelfde systeem bij
normale waterstand.
C. Een dwarsdoorsnede
door een
overstromingsvlakte. Let op
de aangroei van sediment in
de kronkelwaard. De
buitenbocht (de linker oever
in de figuur) erodeert
gelijkertijd, waardoor de
stroomgeul zich geleidelijk
verlegt van rechts naar
links.
In oude verlaten rivierlopen is het verschil tussen oeverwallen, kronkelwaarden
en geul vervaagd doordat de oude geul met nieuw sediment wordt opgevuld
terwijl op de hogere delen wat erosie optreedt. Zo'n systeem komt relatief hoger
in het landschap te liggen ten gevolge van inklinking van de komklei. (Inklinking
is de zakking van het bodemoppervlak als gevolg van volumevermindering door
waterverlies en samendrukking). Zo'n verlaten systeem wordt stroomrug
genoemd.
Leidt erosie van een buitenbocht tot afsnijding van een meanderbocht, dan
ontstaat een hoefijzermeer (zie figuur 2.3.2-1). Breekt een oeverwal bij hoge
waterstand plotseling door, dan ontstaat achter de doorbraak een
sedimentwaaier. In het geval van bedijkte rivieren ontstaat bij dijkdoorbraak een
plotselinge zeer heftige waterstroom, waardoor achter de dijk een rond
uitspoelingsgat gevormd wordt, wiel genaamd. De uit het wiel afkomstige grond
wordt als een waaier rondom het wiel afgezet. Deze afzettingen worden
84
overslaggrond genoemd. Doordat een meanderlus zich steeds verder naar
buiten verplaatst, verplaatst ook het hele systeem van geul, kronkelwaard,
oeverwal en kom zich buitenwaarts. Daardoor komen aan de binnenbocht steeds
fijnere lagen op grovere te liggen en ontstaat een zgn. oplopend profiel. Zo'n
sedimentpakket is een aanwijzing dat er op die plaats een meanderende rivier
heeft gestroomd.
Afzettingen van verwilderde rivieren
Verwilderde rivieren moeten gedurende korte perioden grote hoeveelheden
water afvoeren en staan gedurende lange perioden droog. Deze sterke
afwisselingen in afvoer en dus ook in stroomsnelheid, bewerkstelligen dat er
geen sprake is van regelmatige opeenvolgingen van grove en fijne sedimenten.
Tijdens hoge waterstanden worden grote hoeveelheden grof en fijn materiaal
verplaatst. De meeste grindbanken worden dan overstroomd en zijn in
beweging. Daarna zakt het water snel en worden er slechts geringe
hoeveelheden zand en klei afgezet in de luwte van de grindbanken en in
opdrogende geulen. Een opeenvolging van sedimenten van verwilderde rivieren
laat dan ook dikke geulvormige grindpakketten zien, afgewisseld met dunne
zand- en kleilenzen.
Een bijzondere vorm van verwilderde rivieren is de puinwaaier (figuur 2.3.2-2).
Puinwaaiers komen voor op plaatsen waar bergstromen plotseling in een breed,
vlak dal uitmonden. Door de sterke vermindering van gradiënt kan de rivier
ineens niet meer al het sediment uit het bergland afvoeren. Hij verstopt dan zijn
eigen bedding met grind, probeert eromheen te stromen en zoekt al uitwaaierend
alle mogelijke uitwegen om het dal te bereiken en tegelijk zijn sediment kwijt te
raken.
Figuur 2.3.2-2
Voorbeeld van een puinwaaier. Het meegevoerde
erosiemateriaal komt vanuit de smalle bergdalen
plotseling in een breed dal of vlakte. Door de sterk
verminderde gradiënt hoopt het meegevoerde
sediment zich op en zoekt de stroom nieuwe
uitwegen, waardoor de kenmerkende waaiervorm
ontstaat.
85
2.3.1 Toepassing
Ondanks de geringe hoogteverschillen binnen een riviervlakte, vindt men hier
vaak een zeer gevarieerd ecosysteem en een grote variatie aan
gebruiksmogelijkheden. Komkleien zijn zware kleigronden, die onder natte
omstandigheden moeilijk water doorlaten, en moeilijk bewerkbaar zijn (taai en
plakkerig). Bij uitdroging worden deze gronden juist erg hard en kunnen grote
krimpscheuren ontstaan. Van oudsher worden ze daarom als grasland gebruikt.
Afhankelijk van de mineralogie, die vooral bepaald wordt door de geologische
gesteldheid van het achterland, kan de klei goed geschikt zijn voor de
baksteenindustrie. De oeverwalgronden zijn door hun ligging en grovere textuur
beter gedraineerd en makkelijker bewerkbaar, en daarmee (na bedijking) beter
geschikt voor fruitteelt, landbouw en bebouwing. Dit geldt ook voor
stroomruggen, die in de Hollandse polders vaak gebruikt zijn voor de aanleg van
wegen en lintbebouwing. Wielen worden vaak gebruikt voor recreatie en
natuurgebied.
Kennis betreffende de ligging van oude rivierlopen, zelfs wanneer deze onder
meters sediment begraven liggen, is met name van belang voor hydrologen en
bouwkundigen omdat sedimenten van verschillende grofheid totaal verschillende
watervoerende c.q. mechanische eigenschappen hebben.
V2.3.2-1 In de Betuwe, bij Wageningen aan de overkant van de Rijn, komen oeverwallen en
kommen voor. Hoe kun je die van elkaar onderscheiden?
V2.3.2-2 In de Betuwe wil je in het kader van een excursie een overslaggrond laten zien. Naar
welk landschappelijk element ga je zoeken om een geschikt punt voor een profielkuil te vinden?
86
2.3.3 Rivierterrassen
Leerdoel
•
Kunnen beschrijven wat rivierterrassen zijn, hoe ze ontstaan en in welke
landschappelijke context ze kunnen voorkomen.
Kernbegrippen
Rivierterras
Terrassenkruising
Slenk
Horst
Concept
Een meanderende of een verwilderde rivier die in een alluviale vlakte stroomt
kan in zijn streven naar het ideale lengteprofiel een dusdanige verstoring
ondervinden dat hij zich in zijn eigen sedimenten gaat insnijden. Dat kan zo sterk
zijn – bijvoorbeeld door opheffing van het stroomgebied – dat de oude dalbodem
ophoudt te functioneren en er een nieuwe ontstaat. De oude dalbodem wordt
door erosie grotendeels opgeruimd en de delen die over blijven worden
rivierterrassen of kortweg terrassen genoemd (figuur 2.3.3-1).
Figuur 2.3.3-1 Rivierterrassen ontstaan als rivieren gaan insnijden in hun
overstromingsvlakte, bijv. als gevolg van opheffing van het stroomgebied. Door erosie wordt
dan de dalbodem verlaagd. De delen die van de oorspronkelijke overstromingsvlakte
overblijven worden terrassen genoemd.
Dit proces kan zich in de loop van de tijd meerdere keren herhalen, waardoor er
meerdere terrasniveaus ontstaan (figuur 2.3.3-2). Een bekend voorbeeld
daarvan in Nederland is het terrassenlandschap van de Maas in Zuid-Limburg,
waar vele terrasniveaus te onderscheiden zijn.
Door opheffing van het stroomgebied wordt het verschil tussen het actuele
lengteprofiel en het ideale lengteprofiel vergroot. De rivier reageert daarop met
versterkte insnijding. Behalve door opheffing van een gebied kan dit ook
87
gebeuren door daling van de zeespiegel (= daling van de erosiebasis). Tijdens
de laatste ijstijd werd veel water opgeslagen in de ijskappen, waardoor de
zeespiegel daalde en de rivieren zich in hun oude afzettingen moesten insnijden
om de zee te kunnen blijven bereiken.
Figuur 2.3.3-2 De ontwikkeling van rivierterrassen.
Naast tektoniek en verlaging van de erosiebasis kunnen terrassen ook ontstaan
door klimaatveranderingen. In koude perioden – ijstijden, het Pleistoceen – is er
weinig of geen vegetatie en zijn er veel periglaciale hellingprocessen, waardoor
veel erosiemateriaal naar de dalen wordt vervoerd. Het klimaat is dan echter te
droog om verder transport naar zee mogelijk te maken, met als gevolg opvulling
van de dalen in een regiem van verwilderde rivieren.
Als het klimaat na de koude periode weer opwarmt – het Holoceen – worden de
hellingen gestabiliseerd door vegetatie en neemt de neerslag toe, waardoor de
dalopvullingen kunnen worden afgevoerd en de rivier zich in zijn eigen
Pleistocene sedimenten zal gaan insnijden. Het riviersysteem wordt meanderend
en er ontstaan terrassen.
Bij stijging van de zeespiegel of daling van de alluviale vlakte van het
stroomgebied kan het spiegelbeeld van terassenvorming optreden. De verstoring
van het lengteprofiel wordt dan gecompenseerd door ophoging met sediment. In
zo'n dalingsgebied ofwel sedimentatiebekken liggen de sedimenten in de
normale volgorde op elkaar: het oudste onder, het jongste aan het oppervlak. Dit
in tegenstelling tot een terrassenlandschap, waarbij het oudste terras het hoogst
ligt en het jongste het laagst. Het punt waar een gebied met terrassen overgaat
in een sedimentatiebekken noemt men een terrassenkruising.
88
De Noordzee en het grootste deel van Nederland is een nog actief
dalingsgebied, waarin meerdere breuken in de aardkorst voorkomen. Zones die
sneller dalen dan de omringende delen worden slenken genoemd, horsten zijn
de hoger gelegen delen.
Figuur 2.3.3-4 Links: Een groot deel van Nederland
is een dalingsgebied, dat opgevuld is (en wordt) met
sedimenten van de grote rivieren. Binnen dit gebied
zijn de Roerdalslenk en de Venloslenk delen die
sneller dalen dan de omgeving.
Boven: Het verloop van het lengteprofiel van de Rijn
gedurende de laatste 500.000 jaar. Het snijpunt van
de profielen is een terrassenkruising.
Toepassing
Rivierterrassen zijn relatief hoger gelegen vlakke delen in het landschap en
daardoor geschikt voor agrarisch gebruik, maar ook om dorpen, steden en
wegen op te bouwen.
In verschillende terrasniveaus kan men verschillende bodems aantreffen. Op de
hoogste, dus oudste terrassen treft men doorgaans de oudste en meest
ontwikkelde bodems aan.
V2.3.3-1 Hoe verklaar je dat een rivier (vrijwel) nooit z'n ideale lengteprofiel kan bereiken?
V2.3.3-2 Welk rivierterras ligt bovenstrooms van een terrassenkruising het hoogst, het oudste of
het jongste? En benedenstrooms?
V2.3.3-3 Welk terras is bij warm weer het meest geschikt om het vochtgehalte op peil te houden
en hoe?
89
2.4
Hellingprocessen
Leerdoel
•
De processen die op een helling plaats kunnen vinden kunnen beschrijven.
•
Kunnen aangeven op welke wijze hellingprocessen het landschap kunnen
beïnvloeden.
Kernbegrippen
Rusthoek
Massabeweging
Slump
Kruipen
Afspoeling
Gelifluctie
Vallen
Modderstroom
Schuiven
Lahar
Slide
Colluvium
Concept
Bodemmateriaal dat op een helling ligt, ondervindt invloed van de zwaartekracht
en is daardoor aan hellingafwaartse beweging onderhevig. De maximale hoek
waaronder los materiaal nog stabiel is, is het natuurlijk talud of de rusthoek. De
grootte van die hoek is afhankelijk van de samenstelling van het materiaal en
van het watergehalte. Goed afgeronde korrels hebben een geringere rusthoek
dan hoekige. Vochtig zand kan een rusthoek van 90° hebben, terwijl met water
verzadigd zand zich als een viskeuze vloeistof gedraagt (figuur 2.4-1).
Figuur 2.4-1
Links: de rusthoek wordt groter naarmate de
grootte van de korrels toeneemt en hun vorm
hoekiger wordt.
Rechts: De rusthoek hangt ook af van het
vochtgehalte van het zand. Vochtig zand is
plakkerig en kan een verticale rusthoek
hebben, terwijl met water verzadigd zand zich
als een viskeuze vloeistof gedraagt.
Bovenstaande geldt voor ongeconsolideerde materialen. De hellingen van
samengedrukte en verkitte gesteenten kunnen steiler en onregelmatig zijn. Ook
vegetatie speelt een rol. Boom- en plantenwortels houden gronddeeltjes bij
elkaar. Hellingprocessen die het directe gevolg zijn van de invloed van de
zwaartekracht, zonder dat daarbij sprake is van transport door water of andere
agentia, worden samengevat onder de naam massabewegingen.
Materiaalverplaatsing op hellingen als gevolg van afstromend water worden
samengevat onder de term afspoeling.
90
Massabewegingen kunnen worden ingedeeld naar de aard van de beweging,
bijv. vallen, schuiven of glijden, kruipen en vloeien. Het watergehalte van het
materiaal en de hellingshoek spelen daarbij een belangrijke rol.
Hieronder worden genoemde massabewegingen kort besproken.
Vallen
Regelrechte val van gesteentebrokken (Eng.: rock fall) geschiedt alleen langs
verticale of overhangende rotswanden. Aan de voet van de rotswand ontstaat
een puinkegel of puinhelling van droog, los puin, waar vers gevallen gesteente
overheen rolt tot de rusthoek is bereikt (figuur 2.4-2).
Figuur 2.4-2
Een voorbeeld van rock fall.
Op de foto zijn duidelijk de
puinkegels te zien met een
rusthoek van ca. 45°.
Schuiven
Schuiven veronderstelt de aanwezigheid van een schuifvlak waarlangs een
gesteentemassa of grondmassa zich beweegt. Het gesteente behoudt daarbij
zijn samenhang. Geschiedt dat langs een vlak evenwijdig aan de helling, dan
spreekt men van een afschuiving. Een afglijding langs een gekromd,
lepelvorming schuifvlak noemt men een slump. Vaak treedt daarbij een
achterwaartse rotatie van het afgeschoven blok op (figuur 2.4-3). Dergelijke
aardverschuivingen worden sterk bevorderd door de aanwezigheid van water op
een stagnerende laag (bijvoorbeeld een opdooilaag op een bevroren
ondergrond) of langs een ouder, al bestaand schuifvlak, waarbij het water een
smerende functie vervult.
Kruipen
Kruipen – meestal gebruikt men de engelse term creep of soil creep – is het
langzaam hellingafwaarts bewegen van bodemdeeltjes langs de helling onder
invloed van de zwaartekracht. De beweging is niet lineair hellingafwaarts, maar
vindt plaats in stappen. Wanneer een droge grond bevochtigd wordt, gaan de
aanwezige kleideeltjes uitzetten in een richting loodrecht op de helling. Bij
hernieuwd uitdrogen zakken de deeltjes iets lager op de helling terug in de
richting van de zwaartekracht.
91
Figuur 2.4-3
Boven:
Voorbeeld van een slide.
De foto toont het glijvlak
van een breuk in de
aardkorst.
Onder:
Voorbeeld van een slump.
Door een slecht
doorlatende laag in de
ondergrond is de
bovengrond met water
verzadigd, waardoor een
slump is ontstaan. Let op
het concave schuifvlak.
Hetzelfde gebeurt in versterkte mate door de werking van vorst. Bevriezen van
de bodem duwt bodemdeeltjes omhoog, in een richting loodrecht op het
oppervlak. Bij het afsmelten zakken de deeltjes weer terug in de richting van de
zwaartekracht, dus lager op de helling. Het resultaat is een zaagtand beweging,
waarbij de ondiep gelegen deeltjes sneller bewegen dan de diepere delen. Deze
kruipbeweging is aan het oppervlak zelf niet waar te nemen, maar indirect kan
men het effect herkennen aan verschijnselen als hellingafwaarts gebogen lagen,
zogenaamde sabelgroei van bomen, scheefstelling van telefoonpalen,
heiningpalen, grafzerken, etc. (figuur 2.4-4).
Figuur 2.4-4
Het kruipeffect van bodemdeeltjes
op een helling. A: een deeltje in rust.
B: het deeltje wordt loodrecht op de
helling opgeduwd door ijs of zwelling
van de grond. C: na smelten of
krimpen zakt het weer, maar nu
verticaal, waardoor het lager op de
helling een nieuwe positie inneemt.
Onder: Het effect van creep. Aan het
oppervlak is de creep sterker dan in
de ondergrond, waardoor palen
hellingafwaarts geduwd worden.
92
Vloeien
Bodemmateriaal dat met water verzadigd is kan zijn samenhang verliezen en
zich gaan gedragen als een viskeuze vloeistof. De overmaat aan water kan het
gevolg zijn van overvloedige regen of door dooien van bevroren grondwater. Dit
vloeien van oververzadigd bodemmateriaal wordt solifluctie genoemd. De
snelheid van dit proces varieert – afhankelijk van de steilte van de helling – van
enkele centimeters tot meer dan een meter per jaar. Het vloeien van een
ontdooide bovenlaag op een bevroren ondergrond, wat vooral onder arctische
omstandigheden voorkomt, wordt met de term gelifluctie aangeduid.
Een veel desastreuzere vorm van vloeien is een modderstroom. Veel
aardstromen beginnen als een ondiepe slump en veranderen geleidelijk door
wateropname in modderstromen. Deze modderstromen kunnen, soms gedragen
door een luchtkussen, met grote snelheid bergafwaarts bewegen en zelfs aan de
overzijde van het dal hellingopwaarts doorschieten. Onderweg kunnen ze grote
rotsblokken, bomen, auto's en zelfs huizen meesleuren (figuur 2.4-5).
Figuur 2.4-5
Links: een modderstroom.
Rechts: een modderstroom
afkomstig van de hellingen
van een vulkaan en bestaand
uit donkere vukanische
sedimenten. Zo'n
modderstroom wordt een
lahar genoemd.
Afspoelen
Een hellingproces dat niet meer tot de massabeweging in strikte zin behoort,
maar ook nog niet tot de riviererosie kan worden gerekend is afspoeling.
Regendruppels die op kale grond vallen eroderen de bovengrond door hun
harde inslag. Gronddeeltjes spatten op en vallen weer neer. Als de regenbui
dermate intensief is dat niet alle water de grond kan indringen, ontstaat er een
waterfilmpje op het oppervlak, gevolgd door oppervlakkige afstroming, die
gronddeeltjes meevoert. Hierdoor kunnen erosieverschijnselen in de vorm van
geulen ontstaan. Het afgespoelde materiaal dat onderaan de helling accumuleert
wordt colluvium genoemd (figuur 2.4-6).
93
Figuur 2.4-6
Voorbeeld van extreme
afspoeling in een woestijn.
Door het ontbreken van
vegetatie spoelt bij
incidentele zware regenval
de bovengrond van de
hellingen af. Op de
voorgrond colluvium.
Toepassing
Massabewegingen, met name aardverschuivingen en modderstromen, kunnen
grote schade aanrichten en veel mensenlevens kosten. Complete dorpen
kunnen door een modderstroom bedolven worden. Zware regen, aardbevingen
en ondermijning door erosie kunnen massabewegingen in gang zetten.
V2.4-1 Wat is het verschil tussen een slide en een slump?
V2.4-2 Waarom is een modderstroom gevaarlijker dan een slump?
V2.4-3 Waarin onderscheidt een puinhelling zich van een puinkegel?
V2.4-4 In Zuid-Limburg komt veel colluvium voor. Wat is dat en hoe verklaar je het?
94
2.5
Glaciale en periglaciale processen en landvormen
Leerdoelen
•
Het ontstaan en de werking van gletsjers kunnen omschrijven.
•
De glaciale en periglaciale processen en de gevolgen daarvan voor het
landschap kunnen omschrijven.
Kernbegrippen
Firnbekken
Landijskap
U-dal
Stuwwal
Spoelzandwaaier
Cirque
Horn Hangend dal
Morene
Pingo
Vorstscheur Dobbe Kryoturbatie
Concept
Gletsjers
Op plaatsen waar gemiddeld per jaar meer sneeuw valt dan er verdwijnt vindt
ophoping van sneeuw plaats. Op steile hellingen kan een overmaat aan sneeuw
afgevoerd worden in de vorm van lawines, op minder steile hellingen blijft de
sneeuw langer liggen en kan het onder invloed van het gewicht van het
bovenliggende pakket omgevormd (= gerekristalliseerd) worden tot ijs. Als de
ijsmassa groot genoeg is gaat deze langzaam hellingafwaarts bewegen,
waardoor het overschot aan sneeuw in de vorm van een gletsjer wordt
afgevoerd. Tussen sneeuw en ijs wordt nog het firn-stadium onderscheiden. Firn
bestaat uit zwak samengedrukte sneeuw, die bolletjes ijs vormen waar nog lucht
tussen zit. Door verdergaande samendrukking wordt uit deze bolletjes dicht
gletsjerijs gevormd (figuur 2.5-1).
Figuur 2.5-1
Metamorfose van sneeuw. Via firn wordt het ijs.
Het sneeuwkristal verandert langzaam door smelten
en weer bevriezen, en door sublimatie.
Bij een gletsjer onderscheidt men het firnbekken (het accumulatiegebied) en de
gletsjertong, waar ijs door smelten en sublimatie verdwijnt. Een gletsjer beweegt
zich niet als een star blok hellingafwaarts. Door lokaal smelten van het ijs op
drukpunten en door vervormingen binnen de ijskristallen gedraagt een gletsjer
zich als een plastische massa die langzaam (30-3000 m/jaar) door een dal naar
beneden stroomt. Daarbij is de snelheid in het midden groter dan aan de randen
95
(figuur 2.5-2). Bij een gletsjer zijn de toevoer van sneeuw en de afvoer van water
via verdamping en smeltwater maar zelden in evenwicht. Schommelingen in het
klimaat hebben tot gevolg dat een gletsjer langer of korter wordt. Sinds het einde
van de Kleine IJstijd (1650-1850 AD) worden vrijwel alle gletsjers op aarde korter
(figuur 2.5-2).
Figuur 2.5-2
IJsbeweging in een zich terugtrekkende gletsjer.
De ronde stippen geven de positie van gekleurde
stenen in verschillende jaren aan, waaruit blijkt dat een
gletsjer stroomt als water: in het midden het snelst.
De grens van de gletsjertong is aangegeven in 1882 en
met stippellijnen voor 1874 en 1878.
Een bijzondere vorm van vergletsjering ontstaat als het klimaat op Aarde zo
koud wordt dat er zich op en nabij de polen grote massa's sneeuw ophopen en
er dikke, aaneengesloten pakketten ijs ontstaan. Zulke permanente ijslagen
noemt men landijskappen (figuur 2.5-3).
Figuur 2.5-3 De ijskappen van de Noordpool en de Zuidpool, resp. Groenland en Antarctica.
Let op de dwarsdoorsneden, waarin de ijsdikte in kilometers wordt weergegeven. In
Groenland is de ijslaag in het centrum meer dan 3 km dik.
Gedurende de 2-3 Ma van het Pleistoceen werd verschillende keren tot ca. 30%
van het huidige landoppervlak door ijs bedekt. Nu is dit nog 10%. Maar ook uit
oudere geologische tijdvakken zijn sporen van vergletsjering bekend, zoals in het
Precambrium, Siluur en Perm. Met name de Permische ijstijd (Perm 250-285 Ma
BP) moet een zeer grote ijsbedekking te zien hebben gegeven: ruim 50% van
96
het toenmalige landoppervlak, grotendeels beperkt tot wat we nu als zuidelijk
halfrond kennen, was met ijs bedekt.
Glaciale erosie vindt plaats door abrasie, een fysisch proces van schuren en
slijpen waarbij gesteentedeeltjes worden losgemaakt. Hierbij is het bewegende
ijs met gesteentedeeltjes beladen, dat werkt als schuurpapier. Door de abrasie
ontstaat 'gesteentemeel', bestaande uit silt en klei, dat door water in suspensie
kan worden weggevoerd, maar dat door de gletsjers ook weer kan worden
opgenomen en dan pas in de gletsjertong weer vrijkomt waarna het in de
eindmorene wordt afgezet en/of in het smeltwater terechtkomt. Het
geabradeerde oppervlak is in de regel vlak en gepolijst. Bij de gletsjerbeweging
vindt zowel abrasie plaats van de ondergrond als van het materiaal dat in het ijs
zit ingevroren. Vooral sterk gebroken zachte en sterk verweerde gesteenten
worden door het ijs geërodeerd. Het verschil met fluviatiele erosie is dat gletsjers
betrekkelijk zachte, brede vormen modelleren, zogenaamde U-vormige dalen, en
ook hellingopwaarts kunnen stromen. Verder is glaciale erosie niet gebonden
aan een erosiebasis (figuur 2.5-4).
Figuur 2.5-4
a. De uitgangssituatie vóór de vergletsjering.
V-vormig rivierdalen en afgeronde
heuveltoppen.
b. Gletsjers slijpen de dalen uit. Er ontstaan
cirques en U-vormige dalen.
Glaciale erosie is vooral duidelijk in
gebergten die in de ijstijden vergletsjerd zijn
geweest. Cirques (ook wel karen genoemd)
vormen het begin van een door
gletsjererosie vervormd dal. Het zijn min of
meer komvormige erosie-bekkentjes met
een steile achterwand. Waar uitgesleten
achterwanden elkaar raken ontstaat een
puntige bergtop: een zgn. horn.
c. Het landschap na het afsmelten van de
gletsjers. U-vormige en hangende dalen.
Doordat een grotere gletsjer sterker
abraderend werkt dan een kleinere, kan een
belangrijk hoogteverschil optreden tussen de
hoogteligging van hoofd- en zijdal: het zijdal
hangt of zweeft in de wand van het hoofddal.
In deze hangende dalen komen na het
terugtrekken van het ijs meestal watervallen
voor.
97
Figuur 2.5-5
Voorbeeld van een U-vormig dal, ook wel
kortweg U-dal genoemd.
Glaciale afzettingen
Glaciale afzettingen worden verdeeld in afzettingen die direct door het ijs zijn
afgezet en afzettingen van smeltwater. De eerste worden morenen genoemd,
waarbij onderscheid wordt gemaakt tussen grondmorenen, zijmorenen en
eindmorenen.
Grondmorenen bestaan uit stenen, zand, silt en klei, die door abrasie in het ijs
zijn terechtgekomen en onder de gletsjer weer zijn afgezet. Zijmorenen ontstaan
door puin dat van de dalwanden op de zijkanten van de gletsjer valt. Een
eindmorene ontstaat aan het eind van de gletsjertong, waar het ijs afsmelt en al
het puin dat zich in en op het ijs bevindt wordt afgezet. Als de aanvoer van ijs en
het afsmelten ongeveer gelijke tred houden hoopt zich veel puin op, dat een rug
vormt in de dalbodem.
Figuur 2.5-6
Voorbeeld van morenemateriaal.
Kenmerkend is de slechte sortering:
naast fijn sediment komen er grote
keien in voor.
Wanneer een gletsjer zich over onverkit materiaal beweegt kunnen aan de
zijkanten stuwwallen worden gevormd. Stuwwallen bevatten veelal helemaal
geen materiaal dat door het ijs is aangevoerd, maar bestaan uit
ondergrondmateriaal dat als gevolg van de druk van het ijs als een bulldozer
wordt
opgeduwd.
Eventuele
gelaagdheid
in
het
oorspronkelijke
ondergrondmateriaal, zoals bij fluviatiele sedimenten, blijft hierbij vaak
98
gedeeltelijk behouden, doordat de bevroren ondergrond schubsgewijs wordt
opgeduwd. De Wageningse Berg is een stuwwal (Figuur 2.5-7).
Figuur 2.5.-7 De vorming van een
stuwwal. Door de druk van het ijs wordt
de bevroren ondergrond schubsgewijs
opgeduwd. De buitenste schub is de
jongste.
Het grootste deel van de afvoer van smeltwater vindt in enkele zomermaanden
langs de rand van de gletsjer plaats. Hieruit ontstaan smeltwater- of fluvioglaciale
afzettingen, die voor een deel vlak bij de ijsrand worden afgezet. Het grootste
deel komt echter verder weg terecht, buiten de gletsjertong. Deze afzettingen
kunnen zeer verschillend van korrelgrootte zijn.
Buiten het ijslichaam worden door de fluvioglaciale afzettingen uitgestrekte
gebieden gevormd, zgn. spoelzandwaaiers. Door de aanwezigheid van veel puin
en een sterk wisselende afvoer hebben de smeltwaterstromen over het
algemeen een vlechtend karakter.
Periglaciale verschijnselen
Periglaciale gebieden, niet-vergletsjerde gebieden met een arctisch klimaat, zijn
gekenmerkt door een permanent bevroren ondergrond: permafrost. De
bovenlaag (= opdooilaag) is alleen in de zomer ontdooit. De dikte van de
permafrost kan honderden meters bedragen. In NO-Siberië tot 500 m en in
enkele gevallen zelfs 1400 m. Aan de onderzijde vindt afsmelting plaats door de
aardwarmte.
Opvallende verschijningen in het periglaciale landschap zijn vorstheuvels, ook
wel bekend als pingo's. Dit zijn markante ronde heuvels, die meestal niet hoger
worden dan 20 m (Figuur 2.5-8). Pingo's ontstaan op plaatsen waar de
permafrost niet geheel gesloten is en kwelwater uit de ondergrond kan
doordringen tot dicht onder het oppervlak. Daar ontstaat een ijslens die
langzaam groeit en waardoor de bovenliggende grond omhoog wordt geduwd.
Door erosie zakt de grond de helling af, die na smelten van de ijslens als een wal
om een depressie in het landschap achterblijft (Figuur 2.5-8/9).
99
Figuur 2.5-8 De ontwikkeling
van een pingo. Het
omhoogkomende kwelwater
bevriest en vormt een
uitzettende ijslens, die de
bovengrond omhoog drukt.
Door erosie wordt de heuvel
weer afgevlakt.
Figuur 2.5-9 Links: een pingo. Midden: een pngoruïne. Rechts: een pingoruïne in Drenthe,
waar ze lokaal als 'dobben' bekend staan.
In vlakke periglaciale gebieden is de opdooilaag doorgaans vrijwel met water
verzadigd. Bij bevriezing van deze laag vindt eerst een volumetoename plaats,
maar het gevormde ijs krimpt bij een verdere temperatuurverlaging, waardoor
vorstscheuren ontstaan. In de scheuren kan weer ijs groeien: zo ontstaan
ijswiggen (figuur 2.5-11). De verbreiding van ijswiggen vertoont vaak een
polygoonstructuur, vergelijkbaar met krimpende lagen als drogende modder en
afkoelende basaltstromen. De afwisseling van vorst en dooi in de opdooilaag
veroorzaakt verknedingen in die laag, wat met de term kryoturbatie wordt
aangeduid (Figuur 2.5-10).
Figuur 2.5-10 Kryoturbatie,
verkneding van de opdooilaag
boven een bevroren
ondergrond.
Figuur 2.5-11 Een ijswig,
links met ijs, rechts opgevuld
met bodemmateriaal, nadat
het ijs gesmolten is.
Figuur 2.5-12 Een bodem
met polygoonstructuur in
Canada.
Grote mondiale gebieden kennen tegenwoordig nog steeds een periglaciaal
klimaat. Voorbeelden zijn Alaska, Noord Canada, Siberië en hooggebergten.
100
Daarnaast zijn er grote gebieden die zo’n 15.000 jaar geleden ─ geologisch
gezien recentelijk ─ dergelijke periglaciale condities hebben gehad. Nederland
is een duidelijk voorbeeld hiervan. Deze voormalige condities laten nog steeds
hun sporen na in de vorm van gekryoturbeerde bodems, polygoonstructuren,
lokale meertjes (pingoruïnes) en windafzettingen van zand. In Nederland worden
de zgn. dobben als pingoruïnes beschouwd. Het zijn al dan niet met water
gevulde depressies omgeven door een lage wal waarvan het onderste deel
bestaat uit door de druk van het ijs gestoorde lagen (figuur 2.5-9).
Toepassing
V2.5-1 Hoe kun je het proces dat sneeuw omzet in firn noemen? Waarom is het geen echte
metamorfose?
V2.5-2 Wat is het verschil tussen een vorstscheur en een ijswig?
V2.5-3 Onder welke omstandigheden treedt kryoturbatie op?
V2.5-4 Hoe komt het dat in vlakke periglaciale gebieden de opdooilaag doorgaans vrijwel met
water verzadigd is?
101
2.6
Kustvormen
Leerdoel
•
De relatie tussen zeeniveau, gesteente en kustvorm kunnen beschrijven.
Kernbegrippen
Transgressie
Lagune
Regressie
Gors
Fining upwards
Schor
Kaap Klif
Abrasieplatform
Kwelder
Delta
Strandwal
Wad
Coarsening upwards
Concept
Alle kusten in de wereld zijn, geologisch gezien, zeer jong. Dit komt omdat het
zeeniveau pas ca. 6000 jaar geleden zijn huidige stand heeft bereikt, na het
afsmelten van de grote ijskappen aan het einde van het Pleistoceen. Hierbij
moet niet vergeten worden dat de zeespiegel nog steeds aan veranderingen
onderhevig is en dat de globale zeespiegel nog steeds iets stijgt. De ontwikkeling
van kusten wordt vooral beïnvloed door bewegingen van het zeeniveau ten
opzichte van het land. Hierbij kan men zowel denken aan absolute
zeespiegelbewegingen als aan lokale stijgingen of dalingen van de aardkorst.
Bewegingen van de zeespiegel die over de gehele wereld gelijk zijn worden
voornamelijk veroorzaakt door:
- veranderingen in de gemiddelde diepteligging van de oceaanbodem;
- wisselingen in de totale hoeveelheid water in de oceanen door aangroeien of
afsmelten van ijskappen.
De zeespiegelbewegingen tijdens het Kwartair hebben door de aangroei en
afsmelting van het landijs tot grote horizontale verschuivingen van de kustlijn bij
laaglandkusten geleid. De Holocene zeespiegelrijzing bedroeg in het begin van
het Holoceen ca. 80 cm per eeuw. Wanneer de kust zich landwaarts verplaatst,
door zeespiegelrijzing of door bodemdaling, dan spreekt men van transgressie.
Verschuift de kust zeewaarts dan noemt men dat regressie. Transgressies en
regressies kunnen ook optreden door erosie of door sedimentatie. Bij de uitbouw
van een deltalichaam in zee treedt regressie op, zonder dat gesteld kan worden
dat het zeeniveau of het land enige verticale beweging ondergaat.
Erosie en sedimentatie gaan altijd hand in hand. Toch kunnen de kusten globaal
in erosiekusten en sedimentatiekusten worden ingedeeld. Rotskusten kunnen we
grotendeels tot de erosiekusten rekenen. Wadden, delta's en mangrovekusten
zijn voorbeelden van sedimentatiekusten.
102
Rotskusten
Kenmerkend voor rotskusten is dat de zee contact maakt met vast gesteente
boven het zeeniveau. Door de constante beweging van het water en doordat een
rotskust meestal niet of dun begroeid is, wordt los verweerd materiaal makkelijk
weggevoerd. De golfbeweging oefent permanent fysieke krachten uit op het
gesteente, waardoor het langs diaklazen en breuken extra wordt losgewrikt. Als
de erosie langs de golfzone sneller gaat dan de erosie erboven wordt de kust
ondermijnd en kunnen kustdelen afbreken en omlaag storten, waarna ze tot
steeds kleinere fragmenten worden afgebroken en tenslotte als fijn materiaal
wegspoelen. Dit gebeurt met name bij uitstekende kustdelen, kapen genaamd.
Hier zijn de erosiekrachten van de zee het grootst en ontstaan kliffen,
steilwanden die steeds verder landinwaarts komen te liggen (figuur 2.6-1).
Figuur 2.6-1
Krijtrotsen langs Het
Kanaal. Door de
ondermijnende werking van
de branding brokkelt het
harde gesteente steeds
verder af.
Het strand bestaat uit
vrijgekomen vuurstenen uit
de kalksteen
Bron: Skinner en Porter,
1987)
Door golferosie kunnen langs rotskusten ter hoogte van de laagwaterlijn in harde
rots horizontale vlakken ontstaan. Zo’n vlak wordt abrasieplatform of abrasieplat
genoemd (figuur 2.6-2).
Figuur 2.6-2
Voorbeeld van een abrasieplatform.
In een steilstaand sedimentgesteente is door
de branding een vrijwel horizontaal liggend
vlak ontstaan De ribbels zijn een gevolg van
hardheidsverschillen in het gesteente.
(Bron: Skinner en Porter,1987)
103
Sedimentkusten
Los materiaal (sediment) kan in de kustzone worden getransporteerd door
stromend en golvend water en door wind. Dit transport kan loodrecht op de kust,
evenwijdig aan de kust of in combinatie daarvan plaatsvinden. Transport
loodrecht op de kust is meestal het gevolg van golfwerking. Omdat de energie
van een golf landopwaarts groter is dan bij de terugloop is de verplaatsing van
sediment in de richting van het land meestal overheersend. Hierdoor kan op het
land (strand) een verhoging ontstaan waarop uiteindelijk alleen de wind nog vat
heeft om het droge sediment te verplaatsen, waardoor - bij overwegend
aanlandige wind - kustduinen gevormd kunnen worden.
De gecombineerde werking van golven die het sediment loswoelen en stroming
langs de kust zorgt voor sedimenttransport evenwijdig aan de kust, met name in
de brandingszone. Zulk longitudinaal sedimenttransport kan leiden tot aangroei
van de kust, maar ook tot afslag, afhankelijk van de richting en sterkte van de
stroming, golfhoogte en de wind. Door wisseling van sterkte en richting van wind
en golven kan ook de aanvoer en afvoer van sediment wisselen. Erosie treedt
vooral op bij in zee uitstekende kustdelen, sedimentatie bij inhammen (figuur 2.63I). Het longitudinaal sedimenttransport langs een kust kan door veel aanvoer
van zand, bijvoorbeeld uit een riviermond, zo sterk zijn dat door de golfwerking
zandruggen tot boven het water groeien en zo het strand van de zee afsluiten.
Dergelijke ruggen worden strandwallen genoemd (figuur 2.6-3II).
Figuur 2.6-3
I. Kusterosie en kustsedimentatie. Erosie (A)
treedt vooral op bij uitstekende kustdelen
(kapen), sedimentatie (B) in de inhammen.
De streeplijn geeft de voormalige kustlijn
weer.
II. Een strandwal (B) ontstaat door aangroei
van zand tot boven het water als gevolg van
sterke golfwerking.
Op het gebied achter de strandwallen kan de zee nog invloed hebben. Deze
gebieden worden lagunes en wadden genoemd. Lagunes hebben een bodem
die grotendeels beneden het laagwaterniveau ligt , waardoor deze voortdurend
met water zijn bedekt, terwijl wadden voor het grootste deel bij eb droog vallen
en bij vloed weer onderlopen. De gedeelten die ook bij normale vloed niet
onderlopen worden gors, kwelder (Groningen, Friesland) of schor (Zeeland)
genoemd. Naarmate gorzen hoger opslibben, raken ze begroeid (meestal met
zoutplanten) en wordt de afzetting steeds kleiiger, waardoor de textuur van het
bodemprofiel van grof naar fijn verloopt, aangeduid met de Engelse term 'fining
upwards'.
Een delta wordt gevormd als bij een riviermond de aanvoer van sediment groter
is dan de erosie door de zee. Bij het in zee stromen van de rivier neemt de
104
stroomsnelheid af, waardoor het meegevoerde materiaal sedimenteert. De
grofste (zwaarste) fragmenten bezinken het snelst en dus het dichtst bij de
monding. Hoe fijner de meegevoerde fragmenten, hoe verder ze van de monding
worden afgezet. Maar door de sedimentatie in de riviermonding slibt die in de
loop van de tijd dicht. Door zich te verleggen zoekt de rivier weer een nieuwe
plaats om zijn sedimentlast kwijt te raken. Aldus ontstaat een waaiervormig
sedimentlichaam, dat zich uitbouwt in zee: een delta. Het proces is schematisch
weergegeven in figuur 2.6-4. Zo ontstaan bij deltagroei karakteristieke
afzettingen met een 'coarsening-upwards' sequentie: in verticale doorsnede
neemt de grofheid van het sediment toe van oud naar jong (van beneden naar
boven). Klassieke voorbeelden van delta's zijn de Nijldelta, de Mekongdelta en
de Mississippidelta (figuur 2.6-5). Ook in meren kunnen delta’s ontstaan.
Figuur 2.6-4
Stadia in de vorming van een eenvoudige
delta.
Bron: Strahler (1973).
Figuur 2.6-5
Mississippidelta.
De Mississippidelta is opgebouwd uit een
serie van zeven elkaar overlappende subdelta's. De vermelde getallen geven de
ouderdommen aan, bepaald door
14
C analyses.
Bron: Skinner & Porter (1987).
Toepassing
Zeespiegelveranderingen en de bijbehorende kustdynamiek zijn belangrijke
thema's in relatie tot de verwachtte opwarming van het klimaat. Voor
bodemkundige toepassingen en landgebruiksplanning is het belangrijk om te
weten of een bodem van mariene oorsprong is, aangezien sommige van deze
bodems specifieke problemen hebben waarmee dan rekening gehouden kan
worden, zoals het vóórkomen van zeer zure kleien, hoge natriumconcentraties
en hoge zoutgehaltes.
105
Kwelders en schorren hebben door de eeuwen heen een belangrijke rol
gespeeld bij de landaanwinning in ons land. De eerste bewoners, die zich ca.
500 v.Chr. vestigden in het kweldergebied, beschermden zich tegen hoog water
door het ophogen van hun woonplaats. Door het aaneengroeien van meerdere
woonheuvels ontstonden terpdorpen. Rond 1000 n.Chr. is men begonnen het
kweldergebied tegen overstromingen te beschermen door het te omdijken,
waarmee het gebied werd ingepolderd (figuur 2.6-6).
Figuur 2.6-6 De ontwikkeling van het terpenlandschap van het noordelijk zeekleigebied van
Nederland. De vruchtbare klei van de kwelder trok bewoners aan, die zich tegen
overstromingen beschermden door hun woonplaatsen op te hogen. In perioden van
intensieve overstromingen werd het gebied verlaten, in rustiger tijden werd het weer in bezit
genomen. Zo zijn er vier bewoningsfasen te onderscheiden. Omstreeks 1000 n.Chr. is men
begonnen het gebied met dijken tegen de zee te beschermen.
Buitendijks wordt nog steeds land aangewonnen door in het waddengebied voor
de kust 'dijkjes' te maken met gevlochten wilgentakken, waardoor basins
ontstaan, waarin bij iedere vloed een dun laagje klei wordt afgezet. (figuur 2.6-7)
Figuur 2.6-7
Landaanwinning in de kwelders van het
Groningerwad (Lauwerspolder). Let op de
openingen in de dijkjes, waardoor water in
en uit de vakken kan stromen. Tijdens de
stilstandfase tussen eb eb vloed kan klei
bezinken
V2.6-1 Waar vind je in Nederland een erosiekust en waar een sedimentatiekust?
V2.6-2 Waar komen abrasieplatformen voor?
V2.6-3 Wat zijn onze waddeneilanden geomorfologisch gezien?
V2.6-4 Wat is karakteristiek voor delta-afzettingen?
106
2.7
Werking van de wind
Leerdoel
•
Het effect van wind op de vorming van het landschap kunnen beschrijven.
Kernbegrippen
Deflatie
Keienvloer
Barchaanduin
Saltatie
Parabool duin
Creep
Suspensie
Löss
Dekzand
Concept
Hoewel wind overal voorkomt is de werking ervan van plaats tot plaats
verschillend. Het effect van de wind op de vorming van het landschap wordt
vooral bepaald door de vegetatie en de aanwezigheid van los materiaal dat fijn
genoeg is om verplaatst te worden (figuur 2.7-1). Wind is hét medium om grote
hoeveelheden zand en silt te verplaatsen.
Figuur 2.7-1 Door de wind verplaatst zand
aan de rand van de woestijn in Utah State
Park. Op de achtergrond rotsen van
zandsteen die na verwering weer los zand
opleveren. (Foto: Bert Sirkin)
De windwerking uit zich het duidelijkst in woestijnen. In gebieden met een min of
meer gesloten plantendek is de werking van de wind vrijwel nihil. Toch komen
ook in humide gebieden plaatsen voor waar vegetatie ontbreekt. Stranden,
rivierbeddingen (vooral van vlechtende rivieren) en ook braakliggend bouwland
kunnen daar aanleiding geven tot de vorming van kustduinen, rivierduinen en
stuifzandcomplexen.
In hoofdstuk 7.12 worden in principe dezelfde processen behandeld in de
context van bodemdegradatie. Belangrijke verschillen daarbij zijn de tijdschaal
waarop we effecten waarnemen en de nadruk die dan ligt op bodemfuncties.
107
Winderosie
Door de turbulente werking van wind kunnen losse, droge, fijnkorrelige deeltjes
opgenomen en weggevoerd worden. Door verschillen in windsnelheid wordt het
erosiemateriaal tevens gesorteerd. Dit proces wordt deflatie genoemd en is de
belangrijkste vorm van erosie in woestijnen. Het relatief fijnere materiaal (zand,
silt) wordt tussen de grovere delen uitgeblazen. Grind en stenen - indien
aanwezig in het oorspronkelijk materiaal - blijven achter. Daardoor leidt
voortdurende deflatie van een slecht gesorteerd pakket sediment uiteindelijk tot
concentratie van de grofste bestanddelen. De zo ontstane residuaire afzetting
heet een keienvloer (figuren 2.7-2 en 2.7-3).
Figuur 2.7-2
Schematische weergave van deflatie. Links:
het beginstadium. Het uitgangsmateriaal is
een slecht gesorteerd los en droog
sediment. Midden: de fijne fragmenten zijn
inmiddels voor een deel uit het oppervlak
weggeblazen, waardoor de achtergebleven
grove delen meer geconcentreerd op het
oppervlak liggen. Rechts: De deflatie is tot
staan gekomen doordat de grovere
fragmenten zo geconcentreerd zijn dat ze
een gesloten oppervlak vormen, een zgn.
keienvloer. Let ook op de daling van het
oppervlak.
Figuur 2.7-3
Een woestijn waarin deflatie optreedt. Op de
voorgrond een keienvloer, op de achtergrond
een duin (licht gekleurd), gevormd door het
uitgeblazen zand.
Het vervoer van deeltjes die wel worden verplaatst vindt plaats door kruipen
(meestal gebruikt men de engelse term creep), saltatie (springen) en in
suspensie, afhankelijk van de grootte van de deeltjes en van de windsnelheid.
Saltatie is het belangrijkste proces bij het transport van zandkorrels met een
diameter van ca. 0,05 - 0,50 mm. Een korrel die is opgenomen door de wind valt
terug en botst bij het neerkomen op de grond tegen een andere zandkorrel, die
108
door deze impuls omhoogspringt en op zijn beurt weer door de wind wordt
opgenomen. (figuur 2.7-4). Op het strand kan men dit op een winderige dag
goed waarnemen. Door het voortdurend op elkaar botsen van de korrels worden
ze afgerond, waardoor eolische afzettingen (windafzettingen) zacht aanvoelen.
Creep ontstaat doordat de korrels door de wind worden voortgeduwd en doordat
salterende korrels tegen grotere botsen, waardoor deze iets verder rollen.
Figuur 2.7-4
Creep, saltatie en suspensie.
In z'n algemeenheid kan men
zeggen dat korrels ter grootte van
de grindfractie door creep worden
verplaatst, de zandfractie door
saltatie en silt, klei en stof in
suspensie.
We spreken van suspensie als de kleinste bodemdeeltjes door de wind worden
opgenomen en zich zwevend voortbewegen. Stof wordt het gemakkelijkst
opgenomen en kan door wervelingen hoog in de atmosfeer terecht komen en zo
over vele honderden kilometers verplaatst worden (figuur 2.7-5).
Figuur 2.7-5
Stofstorm boven de Atlantische Oceaan.
Fijne deeltjes worden niet zelden vanuit de
Sahara tot in het Caribisch gebied
meegevoerd.
Windsedimentatie
Wind sorteert een sediment heel goed. Grind wordt door wind niet verplaatst, fijn
grind en grof zand rollen alleen over het oppervlak, zand salteert en silt wordt in
suspensie door de lucht vervoerd. Dit heeft tot gevolg dat er een sterke
geografische differentiatie in eolische afzettingen plaats vindt. In woestijnen
109
blijven stenen en grind als keienvloer achter, zand wordt in zandzeeën
geconcentreerd en silt wordt vaak pas in de randgebieden van de woestijnen als
löss afgezet. Kenmerkend voor eolische zandafzettingen is dat de korrels als
gevolg van saltatie afgerond zijn. (Dit in tegenstelling tot fluviatiel zand, dat
scherphoekig is). De accumulatie van eolisch zand noemt men duinvorming. De
dynamiek van duinvorming is schematisch weergegeven in figuur 2.7-6.
Figuur 2.7-6
De dynamiek van
duinvorming.
A. Aan de loefzijde wordt
zand weggeblazen, dat aan
de lijzijde weer neervalt.
Door dit proces wordt het
duin in de windrichting
verplaatst.
B. De korrels vallen boven
aan de lijzijde neer, waar ze
een onstabiele hoop
vormen.
C. Als de onstabiliteit te
groot wordt zakken ze de
helling af en vormen een
nieuwe laag met een
kleinere hoek, de rusthoek.
Figuur 2.7-7
Foto van een fossiele
landduinafzetting, waarin
de sedimentaire structuur
goed te zien is. Kun je de
windrichting hieruit
afleiden?
De vorm die duinen aannemen hangt af van de hoeveelheid beschikbaar zand,
de dichtheid van het vegetatiedek en de sterkte van de wind. Twee bekende
duintypen zijn barchaanduinen en parabolische duinen. Beide zijn sikkelvormig,
maar met de hoorntjes in tegengestelde richting (figuur 2.7-8).
110
Als er veel zand beschikbaar is en vegetatie door droogte ontbreekt
(woestijnomstandigheden) ontstaan bij stevige wind barchaanduinen. Als het
vochtgehalte van de bodem toeneemt en daarmee de vegetatie, dan ontstaan
paraboolduinen. Dit type ontstaat met name langs kusten.
Figuur 2.7-8
Links : een blokdiagram met
barchaanduinen.
Rechts: idem met
paraboolduinen.
Let op de richting van de
hoorntjes t.o.v. de wind.
Löss
Afzettingen van eolisch silt noemt men löss. De meeste lössdeeltjes hebben een
diameter tussen de 10 en 50 micron. Deeltjes van deze grootte kunnen in
suspensie over grote afstanden verplaatst worden. Bij afnemende wind wordt het
materiaal als een deken (vergelijkbaar met sneeuw) afgezet en, indien een
vegetatie aanwezig is, gefixeerd. Bij grote aanvoer kunnen in de loop der
eeuwen hele landschappen door löss worden begraven, met als resultaat een
zwakgolvend tot golvend lösslandschap. Hierbij is dus geen sprake van
duinvorming zoals bij eolisch zand, waarbij saltatie die belangrijkste vorm van
transport is. Een typisch lössdek is zeer homogeen en niet gestratificeerd.
Toepassing
In Nederland vinden we drie belangrijke soorten windsedimenten (zie de
Geologische kaart in bijlage 2.2):
- pleistocene dekzanden, m.n. in het zuiden en oosten van het land;
- pleistocene löss, vrijwel uitsluitend in Zuid-Limburg;
- holocene duinen, voornamelijk langs de kust; lokaal in het binnenland.
Zowel de dekzanden als de löss werden afgezet tijdens zeer koude en droge
klimaatomstandigheden aan het einde van de laatste ijstijd (Weichselien) en ook
wel in vorige ijstijden. In het Weichselien heeft het ijs Nederland niet bereikt,
maar er heerste hier wel een droog, arctisch klimaat met weinig vegetatie en veel
wind. Hierdoor kon gemakkelijk deflatie optreden vanuit preglaciale
rivierafzettingen en smeltwaterafzettingen.
Dekzandruggen, zoals die in de Gelderse Vallei en elders in Nederland
voorkomen, zijn in feite lage paraboolduinen. De dekzanden bestaan uit goed
111
gesorteerd, fijn tot matig grof zand (korrelgrootte 0,05 –0,42 mm) en liggen als
een deken over het oudere landschap heen. Vandaar de naam. De
bodemprofielen in deze zanden worden gekenmerkt door een uniforme textuur,
waardoor afzettingsgelaagdheid vaak niet duidelijk zichtbaar is.
De duidelijke scheiding tussen dekzandgebieden en lössgebieden in Nederland
kan deels verklaard worden uit de goede sorterende werking van de wind. Löss
is afgezet in wat zuidelijker, dus verder van het brongebied, gelegen zones, waar
gedurende de koudste en droogste fases van het Weichselien nog vegetatie
stond. De löss is als het ware door de toenmalige toendravegetatie ingevangen.
In Nederland komt löss vooral voor in Zuid-Limburg en kan daar plaatselijk 10 m
dik zijn.
Holocene duinen vinden we in Nederland voornamelijk aan de kust omdat door
het huidige gematigde klimaat eolische afzettingen snel door vegetatie gefixeerd
worden. De Nederlandse kustduinen zijn ook paraboolduinen. De
stuifzandcomplexen met vrije duinen die we op de Veluwe en in Drenthe
aantreffen worden min of meer kunstmatig in stand gehouden. Zij zijn ontstaan
sinds de middeleeuwen, als gevolg van ontbossing, overbegrazing en afplagging
van heidevelden.
Het moge duidelijk zijn dat er, ook bodemkundig gezien, grote verschillen
bestaan tussen eolische zanden en löss. Stuifzanden onderscheiden zich van
dekzanden door het meer geaccidenteerde reliëf, en doordat het veel jongere
afzettingen zijn, waardoor er nog nauwelijks sprake is van bodemvorming (zie
H3.10.1). Deze zanden bestaan voornamelijk uit kwarts, waardoor de vorming
van bodems met een hoge chemische bodemvruchtbaarheid is uitgesloten. Löss
bevat kalk en is rijk aan andere mineralen waaruit bij verwering nutriënten voor
planten worden vrijgemaakt (zie H3.6). Ook wat betreft de bewerkbaarheid en
het waterleverend vermogen hebben de lössgronden zeer gunstige
eigenschappen. Deze gronden worden daarom intensief voor landbouw gebruikt.
Een probleem bij alle siltige gronden is echter de grote erosiegevoeligheid.
V2.7-1 Waarom is deflatie een belangrijk proces?
V2.7-2 Hoewel het in Nederland regelmatig hard waait speelt winderosie hier nauwelijks een rol.
Hoe verklaar je dat?
V2.7-3 Wat zijn de verschillen en de overeenkomsten tussen barchaan- en paraboolduinen?
V2.7-4 Wat zijn de verschillen en de overeenkomsten tussen dekzanden en löss?
112
2.8
Reliëfvormen
Leerdoelen
•
De belangrijkste factoren die het aanzien van het landschap bepalen
kunnen benoemen.
•
Enkele belangrijke relaties tussen landschapsbepalende factoren en
reliëfvormen kunnen weergeven en verklaren.
Kernbegrippen
Plateau
Cuesta
Karst
Doline
Pediment
Schiervlakte
Peneplain
Concept
De drie voornaamste factoren die het aanzicht van het landschap bepalen zijn:
- structuur: alle factoren die te maken hebben met het karakter van de
geologische ondergrond, zoals gesteentesamenstelling, gesteentestructuur,
laaghelling, porositeit en permeabiliteit;
- proces: verwerings-, denudatie- en erosieprocessen in afhankelijkheid van
klimaat en vegetatie;
- tijd: de tijd gedurende welke de betreffende processen werkzaam zijn.
Zij bepalen steeds gezamenlijk het aanzien van het landschap. Voor de
duidelijkheid zullen deze factoren echter afzonderlijk behandeld worden.
Structuur
Stollingsgesteenten, sedimentgesteenten en metamorfe gesteenten kunnen elk
hun
eigen
karakteristieke
vormen
aan
een
landschap
geven.
Sedimentgesteenten zijn gekenmerkt door hun gelaagdheid en aangezien
verschillende lagen zelden een even grote weerstand bieden tegen verwering,
hellingprocessen en erosie, dragen vele landschappen in deze gesteenten de
sporen van een afwisseling in harde en zachte lagen. Als de lagen horizontaal
liggen en door verticale erosie versneden zijn tot kleinere vlakke eenheden
noemt men die plateaus (figuur 2.8-1). Staan de lagen scheef, dan ontstaat door
erosie een cuestalandschap (figuur 2.8-2), waarbij de harde lagen
asymmetrische ruggen vormen met een steile rand aan de 'kopse' kant en een
flauwe met de gelaagdheid mee.
113
Figuur 2.8-1
Voorbeeld van een
plateaulandschap.
Let op de horizontale
ligging van de lagen van
het sedimentgesteente
(voorgrond en
achtergrond) en op het
vlakke landschap aan de
horizon, het
plateaulandschap.
De steilranden worden
gevormd door harde
lagen, die meer weerstand
bieden aan de erosie.
De insnijdende rivier
(inzet) ligt in het diepe dal
rechts op de grote foto.
Figuur 2.8-2
Voorbeeld van een
cuestalandschap.
Aan de horizon zijn twee
scheefstaande lagen te zien, de
lagen die meer erosiebestendig zijn
dan de tussenliggende.
In de inzet is dit schematisch
weergegeven.
In kalksteen kan een karakteristiek karstlandschap (naar het Karstgebergte in
Slovenië) gevormd worden doordat kalk langzaam oplost in zuur (regen)water.
Kalksteen bestaat voor 80% of meer uit calciumcarbonaat (CaCO3).
Oppervlakkige oplossing leidt tot de vorming van geulen van enkele cm tot
tientallen meters breed. Ondergrondse oplossing begint langs diaklazen. Waar
diaklaasvlakken of breuken elkaar kruisen is de oplossing het sterkst. Daardoor,
of door instorting van een ondergronds opgeloste holte, kan een uitholling in het
terrein ontstaan, een doline. Bij verdergaande oplossing ontstaan grotten met
karakteristieke druipsteenformaties, en kan een groot deel van het oppervlakkig
gedraineerde water ondergronds verdwijnen (figuur 2.8-3).
114
Figuur 2.8-3
Voorbeeld van een karstlandschap.
De depressie waarin de bomen en
struiken staan is ontstaan door
oplossing van de kalksteen. De
afzettingsgelaagdheid is duidelijk te
zien doordat de zachtere lagen
sneller verweren.
Het gebied op de foto heeft ooit
bestaan uit een kalksteenmassief dat
(relatief) hoger is geweest dan het
huidige hoogste punt.
Dieptegesteenten en metamorfe gesteenten vormen vaak landschappen met
kussenvormige structuren, bepaald door het diaklazenstelsel. De kussenvormen
ontstaan doordat de scherpe kanten en hoeken sneller verweren dan de vlakke
delen (figuur 2.8-4). Vulkanische landschapsvormen zijn karakteristiek door
vulkaankegels en/of lavastromen.
Figuur 2.8-4
Voorbeeld van de kussenvormige
structuur van granietverwering. De
geulen tussen de 'kussens' zijn
diaklazen waarlangs de verwering
sterker is en waarin vegetatie
vocht en voeding kan vinden.
Proces
Landschapsvormen
zijn
het
resultaat
van
een
samenspel
van
verweringsprocessen, hellingprocessen en erosieverschijnselen. De grote
variatie in vormen is niet zozeer het gevolg van het feit dat de processen op zich
van plaats tot plaats verschillen, maar schuilt meer in de intensiteit waarmee ze
werkzaam zijn. Een zeer belangrijke factor daarbij is het klimaat en met name de
hoeveelheid neerslag en de temperatuur. Verwering, hellingprocessen en erosie
zijn alle afhankelijk van de beschikbaarheid van water, dus van de hoeveelheid
115
neerslag en vooral van het neerslagoverschot. De temperatuur is evenzeer van
belang, aangezien de snelheid van chemische verwering (zie H3.6) sterk
afhankelijk is van de temperatuur. In gematigde en tropisch vochtige gebieden
zijn kalksteenlandschappen gekenmerkt door uitgebreide oplossingsverschijnselen, omdat er een netto neerslagoverschot is waardoor de opgeloste
kalk kan worden weggevoerd en verse neerslag weer opnieuw kalk kan
oplossen. In woestijngebieden speelt chemische verwering een veel minder
grote rol dan fysische verwering (grote temperatuurverschillen). In arctische
gebieden is de lage temperatuur de reden dat chemische verwering langzaam
gaat. De afwisseling van vorst en dooi zorgt daar juist weer voor een sterke
fysische verwering. (Zie ook hoofdstuk 2.1.5)
Het vegetatiedek is ook een bepalende factor: het beschermt de bodem tegen
regendruppelinslag en oppervlakkige afstroming. Aangezien de aanwezigheid
van een bodembedekkende vegetatie samenhangt met de beschikbaarheid van
voldoende vocht, is ook hier het klimaat bepalend. In gebieden met een
neerslagoverschot (humide gebieden) hebben de rivieren altijd water, in
gebieden die door het jaar genomen gemiddeld een neerslagtekort hebben (de
semi-aride en aride gebieden) vindt men veelal rivieren die maar een (beperkt)
deel van het jaar water voeren en die bovendien vaak verwilderd zijn.
Proces
In humide gebieden vindt het merendeel van de erosie plaats in rivierbeddingen,
wat bij dalvormende rivieren resulteert in verticale erosie. De aanwezigheid van
water zal het voorkomen van creep, aardverschuivingen en modderstromen
bevorderen (zie ook H2.3 en H2.4). In semi-aride en aride gebieden biedt de
weinige vegetatie, als die al aanwezig is, weinig bescherming en valt de meeste
neerslag in korte, zeer heftige stortbuien. De infiltratiecapaciteit van de grond
wordt daarbij overschreden, waardoor een beweeglijke, dikke modderlaag
ontstaat, die zich over een grote oppervlakte met grote snelheid hellingafwaarts
beweegt. Hierdoor treedt overwegend horizontale erosie op, zodat een
rotsoppervlak afgeërodeerd kan worden tot een flauw hellend vlak, dat zich
uitstrekt van de voet van het bergmassief tot onder in het dal. Zo'n vlak noemt
men een pediment (figuur 2.8-5).
116
Figuur 2.8-5
Woestijngebied met op de
voorgrond een pediment, een
flauw hellend vlak, ontstaan
door horizontale erosie.
Onder vochtige klimaatsomstandigheden overheerst dus een tendens tot
verticale erosie, d.w.z. versnijding van het landschap, terwijl onder (semi)aride
omstandigheden afvlakking van het landschap domineert.
Tijd
Twee energiebronnen bepalen het aanzicht van de fluviatiel-denudatieve
landschappen: de zonne-energie, die via de hydrologische cyclus voor de
neerslag zorgt, en de zwaartekracht, die het water naar beneden laat stromen.
De eerste is, in onze menselijke dimensies gemeten, onuitputtelijk. De tweede
echter niet, want de rivier consumeert, door het landschap af te eroderen, zijn
eigen energiebron: de potentiële energie die het gevolg is van het feit dat het
landschap zich boven zeeniveau bevindt. Met andere woorden, theoretisch
zouden rivieren een landschap tot op de erosiebasis moeten kunnen afvlakken.
De landschapsontwikkeling, schematisch weergegeven in figuur 2.8-6, begint
met een jong stadium, waarin de rivieren V-vormige dalen hebben en er nog
resten van het oude oppervlak over zijn; dan volgt een rijp stadium, waarbij de
rivier het eerste begin van een dalbodem met zijn eigen sedimenten begint te
vormen en alle resten van het oude oppervlak verdwenen zijn. Dan volgt een
oud stadium, waarin de hellingen steeds flauwer geworden zijn en de dalbodem
steeds breder. Het theoretische eindstadium is een schiervlakte of peneplain,
een flauw golvend landschap met brede alluviale vlakten.
In werkelijkheid wordt dit eindstadium nooit bereikt. Processen als tektoniek,
klimaatverandering en zeespiegelfluctuatie gaan zo snel dat een landschap in
werkelijkheid nooit voldoende tijd krijgt om een echt schiervlakte te vormen.
117
Figuur 2.8-6 Illustratie van de ontwikkeling
van een landschap door fluviatiele
denudatie. Van een (theoretisch)
beginstadium, een vlak gebied boven
zeeniveau (A) naar een ingesneden
landschap, waar alle resten van het oude
oppervlak zijn verdwenen (D), tot een
schiervlakte, het eindstadium (F).
Wordt de erosiebasis weer verlaagd, dan
begint de cyclus opnieuw (G).
Toepassing
V2.8-1 Plateaus en cuesta’s zijn veel voorkomende landschappelijke elementen. Hoe kun je ze in
het veld herkennen?
V2.8-2 Wat is het (theoretische) eindstadium van een landschap?
118
2.9 Ouderdomsbepaling in de geologie
Leerdoelen
•
De twee methoden van ouderdomsbepaling van gesteenten kunnen
beschrijven.
•
De beperkingen van elk kunnen duiden.
Kernbegrippen
Relatieve ouderdom
Gidsfossiel
Isotopen-geochronologie Halfwaardetijd
Numerieke ouderdom
Radiokoolstofmethode
Concept
Voor het bepalen van de ouderdom van gesteenten kunnen twee methoden
gebruikt worden, een relatieve en een absolute. Beide methoden zullen kort
besproken worden.
Relatieve ouderdomsbepaling
Bij deze methode wordt bepaald welk gesteente ouder of jonger is dan een
ander. Bij sedimentgesteenten bijvoorbeeld ligt een jonge laag op een oudere
(het principe van superpositie). Bij een intrusie van een stollingsgesteente in een
ander gesteente is de intrusie jonger dan het omringende gesteente. Het zegt
dus niets over de werkelijke leeftijd en leeftijdsverschillen van de gesteenten.
Fossielen spelen een belangrijke rol bij deze ouderdomsbepaling. Veel
organismen hebben in één bepaalde geologische periode geleefd. De fossielen
daarvan zijn dus karakteristiek voor die periode en worden gidsfossielen
genoemd. Daarmee kunnen mondiaal afzettingen gecorreleerd worden. Van
sedimentpakketten uit het Krijt bijvoorbeeld, waarin dezelfde soort
(gids)ammoniet voorkomt, mag men aannemen dat ze in dezelfde tijd zijn
afgezet.
Een probleem is dat door erosie ook weer afzettingen verdwijnen. Daardoor kan
een erosiefase in een profiel een groot hiaat in de tijd veroorzaken.
In figuur 2.9-1 is een en ander aanschouwelijk gemaakt. Uitgaande van het
principe dat jongere lagen op oudere liggen – bij intensieve plooiing kan dat
anders zijn – is afzetting 1 het oudst en 4 het jongst. Intrusie A is geïntrudeerd in
afzetting 2, maar bedekt door afzetting 3. Intrusie B is jonger, want deze is ook
geïntrudeerd in afzetting 3. Zo is ook lavastroom A ouder dan B.
119
Figuur 2.9-1
Figuur ter illustratie van relatieve
ouderdomsbepaling. Voor uitleg zie
tekst.
In de figuur zijn ook erosiefasen te onderkennen. Afzetting 1 is scheefgesteld en
vervolgens vlak afgeërodeerd, voordat 2 is afgezet. Tussen de afzettingen 2, 3
en 4 zijn keienvloeren zichtbaar, die eveneens op erosie wijzen. Van oud naar
jong kan de relatieve ouderdom van de formaties in de figuur als volgt
vastgesteld worden: afzetting1, afzetting 2, intrusie A, afzetting 3, intrusie B,
lavastroom A, afzetting 4, lavastroom B.
Numeriek ouderdomsbepaling
De numerieke ouderdomsbepaling geschiedt o.a. door middel van de isotopengeochronologie. Stollingsgesteenten en metamorfe gesteenten bevatten bij
kristallisatie altijd een geringe hoeveelheid radioactieve elementen. De
belangrijkste zijn de Kalium-isotoop 40K, de Rubidium-isotoop 87Rb en de
Uranium-isotopen 238U en 235U. Deze niet-stabiele stoffen beginnen vanaf het
moment van kristallisatie met een constante snelheid uiteen te vallen tot andere,
stabiele elementen, zogenaamde dochterelementen. Als men in een gesteente
of mineraal de concentraties van moederelement en dochterelement meet en de
snelheid kent waarmee het radioactieve element uiteenvalt, kan men het
moment berekenen waarop de kristallisatie plaatsvond.
De omzettingstijd wordt uitgedrukt in de halfwaardetijd, de tijd die nodig is om
50% van het moederelement uiteen te doen vallen (zie figuur 2.9.3-1). De
belangrijkste dateringsmethoden staan in tabel 2.9.3-1.
120
Figuur 2.9-1
Exponentieel verloop van radioactief
verval van elementen.
Na verloop van 1x de halfwaardetijd is
1/2 van het – radioactieve –
moederelement over en de andere helft
vervallen tot het dochterelement (kolom
1). Na 2x de halfwaardetijd is van het
nog aanwezige moederelement weer de
helft vervallen tot het dochterelement en
is 1/4 van het moederelement over
(kolom 2). Dit proces gaat door tot al het
radioactieve materiaal is vervallen tot het
dochterelement.
Tabel 2.9-1 De belangrijkste elementen bij numerieke dateringsmethoden
Moederelement
Dochterelement
Halveringstijd
Dateringsrange
87
87
47 Ga
10 Ma - 4.6 Ga
232
208
14 Ga
10 Ma - 4.6 Ga
238
206
Pb (Lood)
4.5 Ga
10 Ma - 4.6 Ga
40
40
40
1.3 Ga
0.1 Ma - 4.6 Ga
Pb (Lood)
710 Ma
10 Ma - 4.6 Ga
N (Stikstof)
5730 a
Rb (Rubidium)
Th (Thorium)
U (Uranium)
K (Kalium)
Sr (Strontium)
Pb (Lood)
Ar + Ca
(Argon + Calcium)
235
207
14
14
U (Uranium)
C (Koolstof)
6
100 - 50.000 a
9
1 Ma = 1 Mega annum = 10 jaar, 1 Ga = 1 Giga-annum = 10 jaar
Zoals blijkt uit tabel 2.9-1 hebben de meest gebruikte radioactieve elementen
zeer lange halfwaardetijden. Zodoende kan men stollingsgesteenten en
metamorfe gesteenten uit de gehele geologische tijdschaal dateren en kan men
ook de grenzen bepalen van de geologische tijdperken die door middel van
relatieve ouderdomsbepalingen zijn verkregen. Vooral voor het Precambrium, de
oudste geologische periode, waarin fossielen nog zeer zeldzaam zijn en waarin
vooral stollingsgesteenten en metamorfe gesteenten aan de dag treden is de
isotopen-geochronologie van onschatbare waarde gebleken. Zeer jonge
stollings- en metamorfe gesteenten (<0,1 Ma) zijn met deze methoden in het
algemeen moeilijk te dateren, omdat daarin de concentraties van de
dochterelementen vaak nog onmeetbaar klein zijn.
Voor de allerjongste geschiedenis wordt veelvuldig gebruik gemaakt van de
radiokoolstofmethode, ook wel genoemd de 14C–methode (spreek uit: koolstof-
121
14-methode). Deze is alleen bruikbaar voor organische materialen zoals hout,
houtskool, veen en CaCO3-houdende materialen, zoals schelpen.
Deze methode berust op het principe dat in de bovenste lagen van de atmosfeer
door kosmische straling een deel van het stikstof 14N wordt omgezet in het
radioactieve 14C. Dit oxideert tot 14CO2. De verhouding tussen 'gewone' 12CO2 en
14
CO2 is nagenoeg constant. De CO2 wordt ook in diezelfde verhouding door de
planten uit de lucht opgenomen bij de fotosynthese. Als de plant dood gaat stopt
de opname en wordt het 14C, dat door radioactief verval verdwijnt, niet meer
aangevuld. Door de verhouding 12C : 14C in de dode organische stof te meten
kan men berekenen hoe lang geleden de plant is doodgegaan. Daar de
halfwaardetijd van 14C slechts 5730 jaar is, kan men met deze methode geen
afzettingen dateren die ouder zijn dan ca. 50.000 jaar.
Naast de hier genoemde methode zijn er nog andere
dateringsmethoden, gebaseerd op stralingsschade in mineralen.
numerieke
Toepassing
De beschreven concepten worden veel toegepast bij geologisch en
bodemkundig veldwerk. Echter, de verschillende sedimentatiesnelheden, de
mate van samendrukking (compactie) en stratigrafische hiaten maken het
moeilijk stratigrafische sequenties te gebruiken voor een accurate (absolute)
datering. Om de geologische geschiedenis van verschillende delen - verspreid
over de aarde - te vergelijken, is relatieve ouderdomsbepaling alleen niet
voldoende.
De numerieke ouderdomsbepaling wordt algemeen toegepast om de ouderdom
van stollingsgesteenten te bepalen. In de context van een onderzoek in een
bepaald gebied worden in de praktijk – zo mogelijk – verschillende
dateringsmethoden naast elkaar toegepast om tot een zo nauwkeurig mogelijke
datering te komen ten aanzien van de landschapsgenese. Bodems die
organische stof bevatten kunnen worden gedateerd met de 14C methode. Echter,
door de constante afbraak van organische stof en door de opname daarvan door
bodemdieren enerzijds, en de constante toevoer van verse organische stof
anderzijds, geeft de 14C methode hier slechts een minimumleeftijd.
Geologische tijdschaal
De geologische tijdschaal (bijlage 2.1) is een (vereenvoudigde) schematische
weergave van de geschiedenis van de aarde. Het is gebruikelijk dat de schaal
met de oudste periode onderaan begint. Van links naar rechts wordt in
kolommen een steeds fijner wordende onderverdeling in de tijd weergegeven.
De indeling in perioden en tijdvakken is vooral gebaseerd op de evolutie van het
leven en de klimaatveranderingen op aarde.
Naarmate gesteenten jonger zijn en meer voorkomen kan men meer
gedetailleerde kennis verzamelen, wat zich uit in het verloop van de tijdschaal:
122
de perioden wordt naar boven toe steeds verder onderverdeeld. Vergelijk de
tijdsintervallen eens. Als je tijdschalen vergelijkt is de kans groot dat je
verschillen ziet. Door toenemende kennis en verschil in interpretaties zijn
tijdschalen van verschillende auteurs wat ouderdommen betreft niet altijd precies
in overeenstemming met elkaar. Ook de naamgeving (van etages) kan
verschillen per land of continent.
De indeling van het Kwartair (bijlage 2.2) is gebaseerd op klimaatwisselingen:
glacialen en interglacialen. Het Nederlandse landschap is voor het grootste deel
in die periode gevormd, met name in het Saalien, Eemien en Weichselien.
V2.9-1 Wat is het uitgangsprincipe van relatieve ouderdomsbepaling?
V2.9-2 Wat is het kernbegrip bij de numerieke ouderdomsbepaling?
V2.9-3 Wat is de beperking van de radiokoolstofmethode?
123
2.10
De vorming van Nederland
Leerdoel
•
In grote lijnen het ontstaan van de Nederlandse landschapsvormen en de
daaraan gerelateerde gesteenten kunnen beschrijven.
Kernbegrippen
Noordzeebekken
Laagveen
Continentaal plat
Saalien
Eemien Weichselien
Hoogveen
Concept
Nederland ligt op een gedeelte van de aardkorst dat vanaf het Tertiair aan daling
onderhevig is. Dit sedimentatiebekken - het zogenaamde Noordzeebekken - is
opgevuld met tertiaire en kwartaire sedimenten die bestaan uit zanden en kleien
en die een dikte van honderden meters kunnen bereiken. In ons land komen aan
de rand van het bekken prekwartaire gesteenten aan de oppervlakte. In ZuidLimburg een klein stukje Carboon en afzettingen uit het Krijt en het Tertiair.
Tegen de Duitse grens bij Winterswijk komt Muschelkalk uit de Trias aan het
oppervlak en bij Enschede nog een stukje Krijt.
Carboon, Krijt, Tertiair
In het Carboon lag ons land in een gebied met ondiepe zeeën waarin zanden en
kleien zijn afgezet. Die afzettingen komen nu in Zuid-Limburg - in het Geuldal bij
Epen - als zandstenen en schalies aan het oppervlak. West Europa lag in die tijd
ter hoogte van de evenaar (figuur 2.10-1) en er ontwikkelden zich, onder invloed
van een tropisch klimaat, ook uitgestrekte kustmoerassen waarin grote varens
groeiden en uitgebreide veenvorming plaatsvond. Na verloop van tijd verdronken
deze moerasbossen en werden bedekt met steeds dikker wordende klei- en
zandlagen. De venige lagen koolden in de loop van de tijd in tot steenkool.
Figuur 2.10-1
De zwerftocht van West-Europa over de
aardbol in de loop van de geschiedenis.
124
Uit de perioden tussen het Carboon en het Krijt komen in ons land geen
gesteenten aan het oppervlak voor. Nederland lag gedurende een deel van die
periode aan de rand van een supercontinent (Pangea), dat voordat het Krijt
aanbrak uiteen begon te drijven.
Tijdens het Krijt was het klimaat warm en waren de polen vrij van ijs. De
zeespiegel rees en ons gebied verdween weer in zee. Aanvankelijk werden in de
ondiepe kustnabije zee zanden afgezet, maar in een latere fase werd de zee
dieper en bezonken er fijne kalkskeletjes, die zich ophoopten in dikke lagen en
nu in Zuid-Limburg als kalksteen aan of dicht onder het oppervlak voorkomen
(figuur 2.10-2). Tijdens de eindfase van het Krijt werd het hele gebied
opgeheven, waardoor de Krijtzee weer een ondiepe zee werd (figuur 2.10-3).
Figuur 2.10-2
Gesteentekolom van de Sint-Pietersberg bij
Maastricht. Alle gesteenten van dezelfde
ouderdom, waar ook ter wereld worden aangeduid
als ‘Maastrichtien'.
Figuur 2.10-3
De positie van Nederland in het LaatKrijt. In heel Nederland worden
mariene afzettingen uit dit tijdvak
gevonden. Dit pakket kalksteen is tot
1500 m dik.
Gedurende het Tertiair dreven Europa en Amerika steeds verder uit elkaar en
ontstond de Atlantische Oceaan. In ons gebied ontstond in de continentale
aardkorst een dalingsgebied, het begin van onze Noordzee, waarin dikke
pakketten (tot meer dan 1000 m) zanden en kleien werden afgezet. De opvulling
van het bekken hield afwisselend meer of minder gelijke tred met de daling,
waardoor regressies en transgressies elkaar afwisselden. Door verschillen in
dalingssnelheid ontstonden er zuidoost-noordwest verlopende breuken en
125
verschillen in de dikte van de afzettingen. Grote dikten vind je bijvoorbeeld in de
Centrale Slenk, geringere onder de Peelhorst.
Aan het eind van het Tertiair veranderde het klimaat zodanig dat er op de polen
ijskappen ontstonden. Dit vormt de overgang naar het Kwartair. De zee trok zich
uit het gebied terug en de afzettingen gingen over in continentale lagen van
grove en fijne zanden, soms met grind, waartussen klei- en veenlagen
voorkomen. Ook de tertiaire afzettingen komen in Nederland alleen in ZuidLimburg op wat grotere schaal aan het oppervlak voor. In West-Nederland zitten
ze op zo’n 300 m diepte (figuur 2.10-4).
Figuur 2.9.6-4 Vereenvoudigde oostwest-doorsnede door Nederland. Let op de helling van de tertiaire en
pleistocene afzettingen en de relatief dunne laag holocene afzettingen.
Pleistoceen
Gedurende het Pleistoceen hebben de Rijn, Maas en Vecht dikke pakketten
erosiemateriaal uit het achterland afgezet in een deltagebied, waarin nu ons land
ligt. Onder invloed van de koude omstandigheden gedurende de glacialen,
hadden de rivieren een sterk wisselende afvoer. ‘s Winters weinig doordat de
neerslag in de vorm van sneeuw werd "opgeslagen" en in het voorjaar veel als
de sneeuw smolt. Het riviersysteem dat bij deze omstandigheden hoort is
vlechtend en het sediment bestond over het algemeen uit grof zand, grind en
stenen, met lokaal leemhoudende, fijnere zandlagen of pure leemlagen.
Veel water lag als ijs op de polen opgeslagen in grote landijskappen, waardoor
de zeespiegel tot 120 m lager lag dan nu. De huidige Noordzee, in feite een
verdronken deel van het continent (continentaal plat), lag toen droog en was deel
van het sedimentatiegebied. De kust lag verder naar het noordwesten en het
landoppervlak helde zwak van zuidoost naar noordwest.
In het Saalien, de voorlaatste ijstijd, is Nederland tot de lijn Haarlem-Nijmegen
bedekt geweest met uitlopers van een grote landijskap. De gletsjers van het
Saalien hebben duidelijk zichtbare sporen nagelaten, zoals het Drents
keileemplateau, de stuwwallen in Gelderland en Overijssel en zwerfstenen. De
126
stuwwallen werden gevormd uit de onverkitte fluviatiele sedimenten die voor de
komst van het landijs werden afgezet.
De grote rivieren stroomden van zuidoost naar noordwest, maar de uit het
noorden komende gletsjers vormden een barrière, waardoor de Rijn en Maas
gedwongen werden naar het westen om te buigen (figuur 2.10-5).
Figuur 2.10-5
Nederland ten tijde van het Saalien.
Het blauwe deel ten noorden van de stippellijn is de
ijsbedekking met langs de zuidrand smeltwaterafzettingen. De pijlen geven de stroomrichting van de
Rijn en Maas aan. Door de ijsbarrière zijn ze
gedwongen hun stroomrichting naar het westen te
verleggen. De lijnen met dwarsstreepjes geven de
breuken in de ondergrond aan.
Tijdens het smelten van het ijs is er door smeltwaterstromen veel materiaal
verspoeld en weer gesedimenteerd in de vorm van spoelzandwaaiers of
spoelzandvlakten, die de gletsjerdalen weer gedeeltelijk opvulden. Deze
sedimenten zijn ook slecht gesorteerd. Ze bestaan voornamelijk uit zand en
grind. De fijne fractie is terechtgekomen in het fluviatiele circuit (i.e. afgevoerd
door rivieren).
Gedurende het Eemien werd het klimaat warmer, waardoor de zeespiegel weer
steeg en een stand bereikte die enkele meters hoger was dan de huidige. Het
Eemien heeft geen sporen aan het oppervlak van ons land nagelaten.
In het Weichselien – het jongste glaciaal – was het klimaat weer koud, droog en
winderig, maar werd Nederland niet met ijs bedekt. Wel raakte de ondergrond
bevroren en ontdooide ook 's zomers niet meer (permafrost). Het landschap was
open en had weinig vegetatie, waardoor sterke winderosie plaatsvond. Onder
deze omstandigheden werden de eerder gevormde fluvioglaciale afzettingen
onderhevig aan deflatie. Het uitgeblazen zand werd als een deken over het
oudere landschap afgezet, waardoor het dekzandlandschap werd gevormd en,
verder naar het zuiden, löss. Ook kenmerkend voor deze periode is het
voorkomen van vorstwiggen en pingo’s.
127
Zuid Limburg werd gedurende het Pleistoceen beïnvloed door de naweeën van
de Alpiene gebergtevorming, waardoor het gebied enigszins opgeheven werd. In
combinatie met het zakkende Noordzeebekken had dat tot gevolg dat de Maas
zich in zijn eigen, oudere sedimenten insneed. Zo ontstond het reliëfrijke ZuidLimburgse terrassenlandschap met insnijdingen van erosiedalen en de zijrivieren
Geul en Gulp. De terrassen en insnijdingen werden bedekt met een deken van
löss, waardoor het zacht glooiende heuvellandschap is ontstaan.
Holoceen
Het begin van het Holoceen, zo’n 10.000 jaar geleden, wordt gemarkeerd door
een mondiale stijging van de gemiddelde temperatuur. De ijskappen smolten
grotendeels af, de zeespiegel steeg en het westen en noorden van ons land
verdronken langzaam. Door de klimaatsverbetering raakte ons land weer bebost.
Aanvankelijk met alleen koudebestendige soorten als berk en den, maar met het
stijgen van de temperatuur ook met thermofiele soorten als hazelaar, iep, linde,
eik en els.
Het gevolg van de stijgende zee was dat de pleistocene rivierafzettingen in het
westen van ons land werden bedekt met holocene zeeklei- en zeezandafzettingen. In de ondiepe zee voor de kust ontwikkelden zich strandwallen
waaruit uiteindelijk onze duinen werden gevormd (figuur 2.10-6).
Figuur 2.10-6 Doorsnede door de holocene afzettingen in west Nederland.
Terwijl de kustlijn zich steeds verder landinwaarts verplaatste, verschoven de
verschillende sedimentatiemilieus mee: een zandige kustzone met strandwallen
en duinen en daarachter een kleiige zone bestaande uit wadden, kwelders en
lagunes. In laaggelegen gebieden steeg het grondwater met de zeespiegel mee
128
en ontstonden veenmoerassen (laagveen). Op slecht gedraineerde hoger
gelegen gronden ontwikkelden zich dikke pakketten hoogveen. Dit was o.a. het
geval in noordoost Nederland en de Peel.
Door het veranderde klimaat veranderden ook de riviersystemen: van vlechtende
rivieren behorend bij het arctische klimaat, in meanderende rivieren. Daarmee
veranderde ook de aard van de sedimenten. In tegenstelling tot de grove,
grindrijke zanden uit het Pleistoceen werden nu voornamelijk fijnkorrelige
sedimenten afgezet. De rivieren waren nog niet bedijkt, zodat een systeem van
oeverwallen en kommen ontstond dat zich door het meanderen van de rivieren
regelmatig verlegde.
Toepassing
Vanaf ca. 5000 jaar geleden begon de mens als landbouwer het landschap te
beïnvloeden. Het beboste oppervlak nam af en in de Middeleeuwen ontstonden
open landschappen met akkerbouw en heidevelden. Door ontginningen (dus
verwijdering van de natuurlijke vegetatie) kon de wind weer vat krijgen op het
Pleistocene dekzand, waardoor lokaal stuifzandcomplexen ontstonden, die deels
inmiddels weer bebost zijn en deels nog actief (Hoge Veluwe).
De afgezette kleien en gevormde veenpakketten bleken zeer bruikbaar voor de
mens. De kleien zijn over grote oppervlakten afgegraven om bakstenen van te
maken. Van het Holocene veen, dat o.a. een groot deel van de Gelderse Vallei
bedekte, is het grootste deel opgegaan in rook en warmte via de kachels van
onze voorouders. Het hoogveen is zo goed als geheel als turf afgegraven. In
Limburg werden tot in de jaren zeventig van de vorige eeuw op grote schaal de
uit het Carboon daterende ingekoolde venen als steenkool gewonnen.
In het spraakgebruik wordt de Limburgse kalksteen 'mergel' genoemd, maar
petrologisch gezien is het een onjuiste term voor dit gesteente. Mergel is een
kalkrijke klei, terwijl de Limburgse mergel voor vrijwel 100% uit calciumcarbonaat
bestaat. Het is dus een echte kalksteen en een uitstekende grondstof voor de
cement- en kunstmestindustrie, die ook op grote schaal wordt gewonnen.
V2.10-1 Hoe verklaar je dat in Zuid-Limburg dikke kalksteenpakketten voorkomen?
V2.10-2 De rivieren Rijn en Maas komen uit het zuidoosten, maar lopen in de Betuwe oost-west.
Is dat logisch?
V2.10-3 Hoe natuurlijk zijn onze stuifzanden?
129
130