Platentektoniek PDF

Platentektoniek Succescriteria WeWi + MoTa + HuWe 1 Van 'continentendrift' tot 'platentektoniek' 2 De lithosfeer onder de loep 2.1 Tektonische platen - inleiding 2.2 De motor van de platentektoniek 2.3 De Wilsoncyclus 2.3.1 Inleiding 2.3.2 Divergerende plaatranden 2.3.3 Converger...

Platentektoniek Succescriteria WeWi + MoTa + HuWe 1 Van 'continentendrift' tot 'platentektoniek' 2 De lithosfeer onder de loep 2.1 Tektonische platen - inleiding 2.2 De motor van de platentektoniek 2.3 De Wilsoncyclus 2.3.1 Inleiding 2.3.2 Divergerende plaatranden 2.3.3 Convergerende plaatranden 2.3.4 Transforme plaatranden 3 Gevolgen van platentektoniek 3.1 Plooiingsgebergten 3.2 Vulkanen 3.2.1 Spleetvulkanen 3.2.2 Schildvulkanen 3.2.3 Stratovulkanen 3.2.4 Calderavulkaan 3.3 Aardbevingen en tsunami's Succescriteria WeWi + MoTa + HuWe Je kent vaktermen en kan ze correct gebruiken. (Te kennen vaktermen zijn steeds vetgedrukt!) Je kan argumenten en oorzaken aangeven voor de bewegingen in de aardkorst; uit recenter wetenschappelijk onderzoek. Je kan de gevolgen en locatie verklaren van endogene processen (platentektoniek, vulkanisme, aardbevingen, gebergtevorming, eilandvorming). Je kan geo-wetenschappelijke informatie organiseren in ruimte en/of tijd met behulp van thematische kaarten. Je kan geschikte kaarten en/of afbeeldingen gebruiken om geografische verschijnselen te verklaren. 1 Van 'continentendrift' tot 'platentektoniek' De Duitser Alfred Wegener publiceerde in 1915 zijn theorie over bewegende continenten. Het idee van bewegende aardplaten is relatief jong. De Duitse meteoroloog en geofysicus Alfred Wegener (1880-1930) schreef in 1915 het boek ‘Het ontstaan van continenten en oceanen’ (vertaald uit het Duits) waarin hij zijn ideeën over continentale drift publiceerde. In 1968 werd een aangepaste versie van Wegener’s continentale drift theorie algemeen aanvaard: de plaattektoniek. Het paradigma verschoof van een gerimpelde appel via de geosynclinetheorie naar continentale drift en uiteindelijk naar plaattektoniek. Een theorie die tot stand kwam door onderzoekers uit alle hoeken van de aardwetenschappen: structureel geologen, geomagnetici, paleontologen, paleoklimatologen, seismologen, geofysici en vulkanologen. Mede daarom staat de plaattektoniektheorie nog stevig overeind. Opdracht Lees artikel Bewijzen en historie platentektoniek, en lijst de bewijzen op voor continentale drift, zowel van Wegener als van ander onderzoek. 2 De lithosfeer onder de loep 2.1 Tektonische platen - inleiding Je weet al dat de lithosfeer het buitenste deel van de aarde is. De lithosfeer bestaat uit de korst, die oceanisch of continentaal van aard kan zijn, en de vaste laag van de buitenmantel. Onder de litosfeer bevindt zicht de asthenosfeer, het plastische gedeelte van de mantel. De lithosfeer vormt geen doorlopend geheel, maar is opgedeeld in verschillende lithosfeerplaten die 'drijven' op de plastische asthenosfeer. Deze platen worden tektonische platen (of schollen) genoemd. Deze platen hebben een verschillende grootte en kunnen zowel horizontaal als verticaal bewegen. Tektonische platen bestaan uit continentale korst of oceanische korst, of een combinatie van beiden. Op onderstaande kaart vind je de verschillende tektonische platen waaruit de lithosfeer is opgebouwd. Er zijn in totaal 9 grote en 6 kleinere platen. De Pacifische Plaat is de grootste met een oppervlakte van ongeveer 108 miljoen vierkante kilometer. De schillen van de aarde (fysische indeling) Tektonische platen Het horizontaal bewegen van de tektonische platen op de asthenosfeer, noemen we platentektoniek. De verticale beweging van platen noemen we isostatie. Zoals je op bovenstaande kaart kan vaststellen, vallen tektonische platen meestal niet samen met de grenzen tussen oceanen en continenten. Tektonische platen zijn dus niet gelijk aan land- of continentale grenzen. Landen die boven de randen van verschillende tektonische platen liggen, hebben de grootste kans op (zware) aardbevingen. Tektonische platen bestaan uit continentale korst of oceanische korst (bv. de Nazcaplaat, de Pacifische plaat,...), of een combinatie van beiden (bv. de Euraziatische plaat, de Afrikaanse plaat,...). Continentale platen bestaan uit graniet en oceanische platen bestaan uit basalt. In sommige gevallen is de plek waar het continent ophoudt ook tegelijkertijd een plaatgrens, zoals in het westen van Zuid-Amerika. Dit wordt een actieve continentrand genoemd. West-Afrika is een voorbeeld van een passieve continentrand, waar de continentale korst in oceanische korst overgaat zonder dat er een plaatgrens tussen zit. 2.2 De motor van de platentektoniek Seismisch onderzoek heeft aangetoond dat er in horizontale zin temperatuurverschillen zijn in de aardmantel. Op bepaalde plaatsen is de aardmantel warmer. Dat komt omdat daar langzaam heet mantelmateriaal (magma) oprijst. Oprijzend warm mantelmateriaal vormt zogenaamde mantelpluimen. Ze worden gevormd in de overgangslaag tussen de kern en de mantel. Uit deze pluimen kan nieuwe oceanische korst ontstaan (namelijk bij 'spreiding' en mid-oceanische ruggen - zie ook verder). Op andere plaatsen in de mantel zakken oude, koele en zware delen van oceanische platen naar beneden. Dat worden subductiezones genoemd. De platen kunnen wegzakken tot diepten van 600 tot 1 200 km. De temperatuurverschillen in het binnenste van de aarde leiden tot (heel trage) convectiestromingen in het 'vast' gesteente van de mantel. Deze convectiestromingen zorgen ervoor dat het plastisch materiaal van de asthenosfeer langs de onderkant van de lithosfeer stroomt en op koelere plaatsen terug naar beneden zakt. Temperatuurverschillen in de aardmantel Convectiestromen in de aardmantel Eigenlijk vermoeden geofysici dat het vooral de zwaartekracht is, die de achterliggende motor is van de platentektoniek is. Er wordt aan een subducerende plaat getrokken door het gewicht van de duikende plaat, de plaattrekkracht (slab-pull). Anderzijds wordt er ook op de plaat geduwd op de plaats waar de nieuwe oceanische korst gevormd wordt; namelijk ter hoogte van midoceanische ruggen (zie verder): de rugduwkracht (ridge-push). De veroorzaakte convectie in de mantel is dan eerder het gevolg dan de oorzaak van de plaatbeweging. 2.3 De Wilsoncyclus 2.3.1 Inleiding Pangea (300-200 miljoen jaar geleden) In het verre verleden waren verschillende supercontinenten aanwezig. Deze supercontinenten braken op een bepaald moment op en vormden later opnieuw een supercontinent. Het meest gekende supercontinent is Pangea, dat bestond tijdens het Perm en Trias en opbrak tijden het Jura. De vorming en opbraak van continenten is een gevolg van platentektoniek. De wetenschapper Wilson ging er van uit dat hierin een cyclus aanwezig is. Het viel hem op dat oceanische korst over het algemeen veel jonger is dan continentale korst. Hij leidde daaruit af dat oceanische bekkens in vergelijking met continenten een veel kortere levenscyclus hebben. We spreken van een Wilsoncyclus of supercontinentencyclus, waarbij continenten zich samenvoegen tot een supercontinent dat daarna weer opbreekt in fragmenten. Deze fragmenten komen uiteindelijk weer bij elkaar samen om een nieuw supercontinent te vormen. Dit is mogelijk doordat er verschillende soorten plaatranden zijn: divergerende of uit elkaar bewegende plaatranden die zorgen voor de opbouw van aardkorst en de vorming van een nieuwe oceaan. convergerende of botsende plaatranden die ervoor zorgen dat aardkorst verdwijnt. transforme plaatranden of platen die lateraal langs elkaar schuiven. We bespreken deze 3 types plaatranden en de gevolgen hieronder uitvoerig. De Wilsoncyclus Opdracht Naaststaand filmpje geeft een beknopte samenvatting van onderstaande processen, bekijk het als inleiding hierop. Het filmpje wordt 2x onderbroken door reclame, maar zorg ervoor dat je het volledig bekeken hebt. LET OP: er wordt gesproken over 2 soorten convergente plaatranden, maar eigenlijk zijn er 3! 2 oceanische platen kunnen ook botsen. Zorg ervoor dat je deze processen goed begrijpt en kunt uitleggen! 2.3.2 Divergerende plaatranden Hot spot Het proces achter de opbraak van supercontinenten, zijn de opwellende magmabellen afkomstig uit de diepe mantel (zie hierboven). Gezien de druk tijdens het opstijgen daalt, kan de magma meer plaats gaan innemen. Hierdoor ontstaat een hotspot (of gloeipunt). De continentale korst wordt vervolgens omhoog geduwd en scheurt open. Deze hotspots zijn eveneens verantwoordelijk voor vulkanisme. Boven deze hotspot ontstaat een breuk met 3 'armen' (zie afbeelding hieronder rechts). Meestal blijven er maar 2 armen actief. Deze breukzone wordt een rift of slenk genoemd. Wanneer er meerdere hotspots zijn, kunnen de verschillende breuken onderling een verbinding vormen, waardoor een (super)continent kan openscheuren. Het opwellend onderliggend mantelmateriaal zal bloot komen te liggen en stollen. Hierdoor ontstaat oceanische korst bestaande uit basalt. Wanneer de slenk in de diepte wegzakt en in verbinding komt met de zee, zal er een nieuwe oceaan ontstaan. Ontstaan van oceanische korst ten gevolge van een hotspot. (Bron: https://www.sciencedirect.com/topics/earth-and-planetary-sciences/rifting) Hotspots (weergegeven als bollen) die verantwoordelijk waren voor de Pangea break-up. (ter informatie) (Bron: https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0031018200001176) De eerste fase van de vorming/geboorte van nieuwe oceaan, wordt dus ook wel de riftfase genoemd. Een hedendaags voorbeeld van dergelijk systeem vinden we momenteel bij de Oost-Afrikaanse slenk. Riftfase (Bron: Terranova 5) Vervolgens vindt een driftfase met zeebodemspreiding plaats. de continentdelen wijken langzaam uit elkaar. De oceaanbodem wordt gevormd door het uitvloeien van magma in de centrale slenk. Zo ontstaat er een smalle, langgerekte zee met aan kusten die op elkaar passen. Een hedendaags voorbeeld van deze fase vinden we momenteel bij de Rode Zee. Deze is ontstaand doordat het Arabische schiereiland weg beweegt van Afrika. Driftfase (Bron: Terranova 5) Later ontstaat hieruit een 'jonge' oceaan, ten gevolge van verdere zeebodemspreiding. De oceaanbodem groeit steeds verder aan in de centrale riftvallei. De continenten bewegen weg van elkaar. Zo ontstaat een mid-oceanische rug of MOR. In deze midoceanische rug zijn dwarsbreuken aanwezig (zie verder). Aan beide zijden van de MOR is de oceaanbodem ouder naarmate men verder van de rug weg gaat. De Atlantische Oceaan is momenteel in deze fase. 'Jonge' oceaan (Bron: Terranova 5) In de laatste fase bereiken we uiteindelijk een 'volwassen' oceaan. De oceaan heeft zijn maximale grootte bereikt. Door erosie op de continenten is er aan de rand van de oceaan een dik pakket sedimenten afgezet. De oceaanbodem is daar koud en zwaar en zakt dieper in de mantel (= subductie). Het gewicht van de sedimenten is hier ook deels verantwoordelijk voor. In de toekomst zal de Atlantische Oceaan uiteindelijk evolueren naar deze fase. 'Volwassen' oceaan (Bron: Terranova 5) 2.3.3 Convergerende plaatranden Een continentale en oceanische plaat botsen Hoe ouder een oceanische plaat, hoe kouder en zwaarder ze wordt. Hierdoor ontstaat een subductiezone, waar de rand van een oceanische plaat wegzakt in de mantel. De oceanische plaat duikt onder een continentrand. Hierdoor ontstaat er een diepzeetrog aan de rand van het continent. De zeebodem is hier erg diep. De sedimenten die zich ter hoogte van deze plaatrand bevinden, zijn veel lichter. Ze duiken hierdoor dus niet mee de diepte in. Ze worden afgeschraapt en opgestuwd tot plooiingsgebergten. Door wrijving veroorzaakt het wegzakken van de duikende plaat aardbevingen. Bij een subductiezone smelt de mantel doordat de gesubduceerde oceanische plaat water bevat dat naar de diepte wordt getransporteerd. Dit vochtig gesteente bij hoge temperatuur en druk smelt en vormt magma. Hierdoor wordt magma gevormd dat zich een weg naar boven zoekt in het gebergte: er ontstaan vulkanen. Een voorbeeld van dergelijke situatie is de Nazcaplaat die onder de Zuid-Amerikaanse plaat duikt. Botsing van een oceanische plaat met een continentale plaat. (Bron: Terranova 5) Twee oceanische platen botsen Als 2 oceanische platen met elkaar botsen, zal de oudste en zwaarste oceanische plaat onder de jongere oceanische plaat duiken. Er ontstaat een subductiezone met aan de rand een diepzeetrog. De duikende oceanische plaat zal in de mantel gedeeltelijk smelten, waardoor er magma ontstaat. Dit magma stijgt terug naar boven en zal zo doorheen de jongere oceanische plaat omhoog dringen. Daar ontwikkelt zich een vulkanische eilandenboog. Een voorbeeld: de Pacifische plaat duikt onder de Filipijnse plaat en onder de Indo-Australische plaat met vorming van de Tonga en Kermadeceilanden (Tongatrog). 2 oceanische platen botsen (Bron: Terranova 5) Twee continentale platen botsen Als 2 continentale blokken naar elkaar toe bewegen, zal de tussenliggende oceanische korst (met een dik sedimentpakket) onder de continenten schuiven. Dit gebeurt bij de Middellandse Zee. De dikke sedimentpakketten hebben een lichter gewicht en zullen niet mee onderduiken. Uiteindelijk worden ze samen geschraapt en duwen de continentale korsten tegen elkaar. Dat is precies wat er gebeurt in de Himalaya's, waar India zich als een wig in Azië duwt. Hierbij wordt nog meer materiaal omhoog geduwd, en krijgen we extra gebergtevorming (= orogenese). 2 continentale platen botsen: de oceanische korst verdwijnt onder de continentale korst. (Bron: Terranova 5) 2 continentale platen botsen (Bron: Terranova 5) 2.3.4 Transforme plaatranden Hierboven bekeken we de verschillende mogelijke botsingen van tektonische platen. Daarnaast kunnen platen ook langs elkaar schuiven ten gevolge van breukzones. Deze transforme bewegingen vinden we o.a. terug bij de midoceanische ruggen. Deze ruggen zijn opgebroken in verschillende stukken door transforme breuken. Deze breuken worden veroorzaakt door spanningen in de steeds groeiende oceanische plaat. De horizontale verschuivingen langs die breuken zorgen voor wrijvingen tussen de plaatranden. Daardoor ontstaan vaak zware aardbevingen. Gezien er geen sprake is van magmavorming zal hier geen vulkanisme ontstaan. Ook op de continenten komen zulke breuksystemen voor. De bekendste voorbeelden zijn de San Andreasbreukzone in California en de Noord-Anatolische breukzone in het noorden van Turkije. Aardbevingen hebben langs die breukzones al vele slachtoffers gemaakt. Transforme plaatranden. (Bron: Terranova 5) Verdieping (niet te kennen) De Marianentrog is een 2500 kilometer lange onderzeese kloof in de Stille Oceaan, in de buurt van het Amerikaanse eiland Guam. De Marianentrog ontstond circa 180 miljoen jaar geleden toen twee oceanische aardplaten – de Filipijnse Plaat en de Pacifische Plaat – op elkaar botsten. Daarmee is de zeebodem bij de Marianentrog de oudste op aarde. In de Marianentrog is er nog een kleinere barst. Deze "Challenger Deep" ("Challengerdiepte") is met circa 10925 meter (~11 km) het diepst bekende punt van de oceaan. Wegens de extreem hoge druk, is het moeilijk er te geraken. Doch het heeft exotisch en nog nooit gezien dierlijk leven... Verdieping (niet te kennen) Wil je continentendrift even aanschouwen? Bekijk dan deze earthviewer, en gebruik de slider bij de geologische tijdschaal van Paleo earth en Ancient earth. 3 Gevolgen van platentektoniek Soorten plaatranden De verschillende soorten plaatranden (zoals hierboven besproken), worden weergegeven op de kaart hiernaast. De verschillende vormen van plaatbewegingen leiden tot een aantal kenmerkende gevolgen: plooiingsgebergten, vulkanen en aardbevingen. We bespreken de achterliggende endogene processen hieronder. Endogene processen zijn de processen die zich afspelen binnen de aardkorst. Endo betekent dan ook “van binnenuit ontstaan”. Exogene processen zijn processen die zich afspelen buiten de aardkorst. Exo betekent “van buitenaf ontstaan” en kunnen gehele landschappen vervormen. Voorbeelden van exogene krachten zijn bijvoorbeeld verwering, erosie en sedimentatie. 3.1 Plooiingsgebergten Wanneer 2 continentale platen met elkaar botsen of wanneer een oceanische plaat en een continentale plaat met elkaar botsen, zullen de tusseninliggende sedimenten geplooid worden. Hierdoor zullen de oorspronkelijk horizontale lagen sterk vervormd worden. Als de lagen door de zijwaartse druk naar boven worden gebogen, wordt een anticline gevormd.  Als de lagen door de zijwaartse druk naar onderen worden gebogen, zal een syncline gevormd worden. ☹️ (Tip om het verschil tussen anticline en syncline te onthouden: denk bij 'anti'cline aan de stand van de mond van een triestige smiley ) Plooiingsgebergten heten zo omdat door het botsen van de twee platen er plooien in het landschap ontstaan. Deze plooien worden uiteindelijk bergen. In plooiingsgebergten komen vaak aardbevingen voor. Plooiing in gesteente: anticline en syncline 3.2 Vulkanen Verspreiding van vulkanen over de hele wereld. (Bron: http://geologylearn.blogspot.com/2016/03/relation-of-volcanism-to-plate-tectonics.html ) Dit filmpje vat de tekst in dit onderdeel 'Vulkanen' samen (te kennen!). Bovenstaande kaart geeft de locatie weer van de vulkanen op aarde. Vergelijk deze kaart met de kaart van de plaatranden (zie hierboven). Valt het op dat de meeste vulkanen zich langs plaatranden situeren? Daarnaast bevinden er zich ook enkele vulkanen binnen een tektonische plaat. De oorzaak hiervan ken je al: hotspots. (Bv. La Palma) Afhankelijk van de locatie, zullen er bepaalde vulkaantypes ontstaan. De plaats van herkomst van het magma is namelijk bepalend voor de samenstelling van de lava en de wijze dat een vulkaan uitbarst. Magma is vloeibaar gesteente dat zich in de aarde bevindt. Van zodra dit vloeibaar gesteente aan het aardoppervlak verschijnt, spreken we over lava. Magma bestaat meestal uit vloeibare silica (SiO2) met daarin opgeloste ionen van alkalimetalen (zoals natrium en kalium), aardalkalimetalen (zoals magnesium en calcium) en ijzer. Het silicagehalte bepaalt de viscositeit van de magma:  is de concentratie silica groter dan 60% dan is de magma erg stroperig (= hoge viscositeit); we noemen dit magma met een felsische of zure samenstelling bestaat het magma uit een laag silicagehalte dan is de magma minder stroperig (= lage viscositeit); we noemen dit magma met een mafische of basische samenstelling De viscositeit van magma heeft een grote invloed op de wijze dat magma kan uitvloeien bij een eruptie. Over het algemeen verloopt een eruptie rustiger naarmate het magma minder visceus is. Dit wordt een effusieve vulkaanuitbarsting genoemd. Als de magma erg stroperig is, kan ze de eruptiekegel van een vulkaan blokkeren. Opgeloste gassen binnenin de taaie magma kunnen moeilijk ontsnappen. Dit zorgt beide voor een toenemende druk, waardoor deze vulkaanuitbarstingen erg explosief verlopen met grote gloedwolken (= explosieve vulkaanuitbarsting). Soorten vulkanen Soorten vulkanen (zijaanzicht) 3.2.1 Spleetvulkanen Spleetvulkaan Laki op IJsland Spleetvulkanen ontstaan ter hoogte van divergerende plaatranden, zoals ter hoogte van de Mid-Oceanische Rug. Spleetvulkanen bevinden zich dus meestal onder water, maar zijn ook soms aan het aardoppervlak zichtbaar, zoals ter hoogte van Ijsland. Dit land bevindt zich namelijk boven op de MOR. De magma die aangevoerd wordt uit de asthenosfeer bevat een laag silcapercentage (mafisch). Het lava is hierdoor weinig viskeus: het vloeit gemakkelijk en snel. Ze zorgen voor het ontstaan van een flauwe helling langs. De erupties van een spleetvulkaan zijn dan ook weinig explosief. 3.2.2 Schildvulkanen Sommige vulkanen ontstaan niet aan de randen van aardplaten maar midden op een aardplaat. Schildvulkanen ontstaan ten gevolge van een hotspot onder oceanische korst. Onder de oceanische kost is het magma zo warm en sterk dat het zich een weg baant door de aardkorst. Dit type magma is vaak silca-arm van aard (mafisch) en erg vloeibaar. Hierdoor vloeit de lava ver weg van de bron en ontstaat er een flauwe helling omheen. Als de plaat verder schuift, krijg je een nieuwe vulkaan boven de 'vaste' hotspot. Zo onstaan vulkanische eilandbogen. De eilanden van Hawaii alsook de Canarische eilanden zijn ontstaan door deze vorm van vulkanisme. 3.2.3 Stratovulkanen Waar aardplaten convergent naar elkaar bewegen, en op plaatsen waar een hotspot actief is onder continentale korst, ontstaan er stratovulkanen. Deze vulkanen zijn gemakkelijk te herkennen doordat ze hoog zijn en en steile hellingen hebben die opgebouwd zijn uit as- en lava-lagen van verschillende uitbarstingen. De magma in deze vulkanen is vaak erg felsisch en hierdoor heeft dit type vulkaan erg explosieve uitbarstingen. Naast de lava en as die kilometers hoog de lucht in worden geblazen als deze vulkaan uitbarst, kunnen er bij deze vulkaan bij een uitbarsting ook pyroclastische stromen optreden. Dit zijn gloedwolken van heet gas. Ze kunnen temperaturen bereiken tot 850 °C en snelheden tot 700 km/u. Dit type vulkaan komt op de aarde het meeste voor. Bekend voorbeelden zijn de Vesuvius (Italië), Mount St Helens (VS) of de Fuji (Japan). De Fuji wordt mooi getoond in de film The Last Samurai. Stratovulkaan: de Vesuvius te Italië Stratovulkaan: de Fuji te Japan 3.2.4 Calderavulkaan Een maar op een calderavulkaan: Laacher See (Duitsland) De Yellowstone supervulkaan (VS); een calderavulkaan van 45 x 70 km groot. Een calderavulkaan ontstaat als een deel van een stratovulkaan instort na een uitbarsting, of weggeblazen wordt bij de uitbarsting. Dit komt omdat het magma zo taai is dat het niet kan uitvloeien. Het gas dat ontsnapt verpulvert het bovenliggend gesteente en blaast het uiteindelijk weg. Hierdoor vormt er zich een grote komvormige krater (= de caldera). De caldera kan zich opvullen met water, waardoor ze in het landschap niet altijd herkend wordt als een vulkaan. Dit water vormt een meer, wat een 'maar' genoemd wordt. Een bekend voorbeeld van een calderavulkaan is de Laacher See in de Eiffel in Duitsland. Verder schuilt er onder het Yellowtone National Park (VS) ook een supervulkaan van het type calderavulkaan. Een uitbarsting van deze vulkaan zal erg grote gevolgen hebben voor het leven op aarde. Nabiyotum Crater, in Lake Turkana, Kenya Verdieping (niet te kennen) Wil je meer weten, lees zeker eens dit artikel. 3.3 Aardbevingen en tsunami's Epicentrum en hypocentrum bij een aardbeving Aardbevingen komen veelvuldig voor in de buurt van plaatranden. Er is dan ook een verband tussen de plaattektonische bewegingen en het voorkomen van aardbevingen. Botsende platen veroorzaken zwaardere aardbevingen dan platen die uit elkaar gaan. Ook transforme breuken leiden vaak tot zware aardbevingen, gezien de platen hier in tegengestelde richting bewegen/schuiven. Als platen verschuiven ten opzicht van elkaar, verloopt dit niet continu maar schoksgewijs: het is een ontlading van opgebouwde spanning. De plaats waar deze spanning opgebouwd wordt, noemen we het hypocentrum. De plaats op het aardoppervlak dat zich boven het hypocentrum bevindt, is het epicentrum. Op die plaats wordt de beving het sterkst gevoeld. Seismograaf Aardbevingen kunnen geregistreerd worden met een seismograaf. Dit is een toestel waarbij een zware massa opgehangen wordt aan een veer. Wanneer de aarde beeft, zal de opgehangen massa omwille van de traagheid niet bewegen. Het meettoetstel zelf beweegt echter wel. Het verschil tussen de beweging van de opgehangen massa en het toestel zelf wordt geregistreerd op een seismogram. In een seismogram kan men een onderscheid maken tussen P-golven, S-golven en oppervlaktegolven. Gezien P-golven de grootste snelheid hebben, zullen zij als eerste geregistreerd worden op het seismogram. Deze worden enige tijd later gevolgd door de S-golven en de oppervlaktegolven als laatste. Op basis van het tijdsverschil tussen de registratie van de S-golf en de P-golf (S-P tijdsinteval) kan de afstand tot het meetstation en het epicentrum bepaald worden. Om de exacte locatie van het epicentrum op aarde te bepalen heb je minstens 3 meetstations nodig (principe van triangulatie). Seismogram: de registratie van achtergrondruis, en de aankomst van achtereenvolgens P-, S- en oppervlaktegolven. (Bron: http://academic.brooklyn.cuny.edu/geology/grocha/plates/platetec19.htm) Verband tussen S-P tijdsinteval en de afstand tot het epicentrum. (Bron: http://academic.brooklyn.cuny.edu/geology/grocha/plates/platetec19.htm) Bepalen van de locatie van het epicentrum a.d.h.v. triangulatie. (In dit geval is het epicentrum in Kobe (Japan). (Bron: http://academic.brooklyn.cuny.edu/geology/grocha/plates/platetec19.htm) De energie die vrijkomt bij een aardbeving wordt weergegeven volgens de schaal van Richter. Het is een logaritmische schaal, wat wil zeggen dat als er een toename is met 1 magnitude-eenheid, de beving 10x zo sterk is. Deze schaal wordt de laatste jaren enkel gehanteerd tot magnitude 7. Seismologen verbeterden de schaal van Richter door gebruik te maken van de seismische momentmagnitudeschaal (MMS), aangeduid door 'magnitude Mw'. Deze schaal drukt de kracht van de aardbeving eveneens uit aan de hand van de vrijgekomen energie. Dit hangt af van verschillende factoren, zoals de grootte van het verschuivend oppervlak en de grootte van de verplaatsing langs de breuk. De schaal van Richter Aardbevingen kunnen een tsunami of vloedgolf veroorzaken. Dit gebeurt wanneer er in de zee een stuk aardkorst plots sterk op of neer beweegt. We spreken in dit geval ook wel van een zeebeving. Door deze beweging van de aardkorst zal er zich een grote massa water verplaatsen, wat resulteert in golven die zich met een grote snelheid door de zee voortbeweegt. Als die golven uiteindelijk het ondiepe water nabij de kust bereiken, zullen ze afgeremd worden. De golflengte van de golf zal verkorten, waardoor de golfhoogte toeneemt (zie ook theorie fysica!). Achteropkomende golven halen de voorste in, waardoor de top van de golf steeds groter wordt. De golf slaat uiteindelijk over en overspoelt met grote verwoestende kracht het land, met een heel grote vernielingen tot gevolg. Bekijk ook dit filmpje voor een visualisatie. Verdieping (niet te kennen) De Ring van Vuur (Engels: Ring of Fire) is een hoefijzervormig gebied rondom de Grote (Pacifische) Oceaan dat gekenmerkt wordt door het veelvuldig optreden van aardbevingen en vulkaanuitbarstingen, veroorzaakt door diverse subductiezones van tektonische platen in de regio. In de Ring van Vuur vindt men ook dikwijls een trog of een vulkanische boog. Het gebied loopt ruwweg van Nieuw-Zeeland via enkele eilandengroepen naar Indonesië, de Filipijnen, Japan, de Koerilen, Kamtsjatka, Alaska, en de westkust van Canada, de Verenigde Staten van Amerika, Mexico en Midden- en Zuid-Amerika. Van alle 452 vulkanen in dit gebied zijn er zo'n 128 actief en gelden er 65 als gevaarlijk. De gordel rond de Grote Oceaan, onderdeel van de Ring van Vuur, loopt over een lijn met een lengte van 40.000 kilometer. De oceanische platen daar (Pacifische, Phillipijnse en Nazca) schuiven daar onder continentale platen. Van Sumatra tot Flores in Indonesië schuift de Australische continentale plaat met een snelheid van ongeveer 6 centimeter per jaar onder de Euraziatische continentale plaat. In deze zone neemt men ook veel vulkanisme en aardbevingen of zeebevingen waar. Bekijk hier een dynamische kaart van de tektonische platen. Bekijk hier een dynamische kaart van recente aardbevingen. Bekijk hier een dynamische kaart van de spreiding van vulkanen. Bronnen https://www.examenoverzicht.nl/aardrijkskunde/platentektoniek Topos 6 Geogenie 5&6 https://aardrijkskunde.dbz.be/ipad/platentektoniek/platentektoniek.html https://www.ugent.be/we/nl/onderwijs/openlessen/lesmateriaalkrokusvakantie/sa5.pdf http://geologylearn.blogspot.com/2016/03/relation-of-volcanism-to-plate-tectonics.html https://www.examenoverzicht.nl/aardrijkskunde/vulkanisme https://issuu.com/uitgeverijvanin/docs/geogenie_geonatura_6_thema_6/15 http://academic.brooklyn.cuny.edu/geology/grocha/plates/platetec19.htm