Profielwerkstuk Aardrijkskunde Aardbevingen

Transcriptie

1 Profielwerkstuk Aardrijkskunde Aardbevingen Profielwerkstuk door een scholier woorden 24 maart ,9 678 keer beoordeeld Vak Aardrijkskunde Wat is een aardbeving en de oorzaken Aardbevingen komen dagelijks voor op aarde. Meestal zijn het kleine bevingen die niet ernstig zijn voor mensen op aarde. Dit komt doordat de aarde constant in beweging is. Ook al merk je daar niks van. Het komt niet erg vaak voor dat deze schokken ernstig zijn, maar als ze voorkomen zijn de gevolgen vaak niet te overzien. Al deze kleine bevingen komen meestal niet in het nieuws, de grote natuurlijk wel, daar vallen dan gewonden en soms zelfs doden. Aardbevingen ontstaan wanneer grote gesteentemassa s in de aardmantel zich schoksgewijs verplaatsen. Hierdoor ontstaan trillingen die zich met vaak grote snelheden verplaatsen. Oftewel het begin van een aardbeving, ook wel hypocentrum genoemd. Wanneer de schokken dan aan het aardoppervlak komen wordt de aardbeving pas opgemerkt. Het epicentrum van een aardbeving is het van de aarde punt aan het oppervlak recht boven aardbeving. De meeste aardbevingen komen voor in vrij smalle gordels die over de aardbol lopen. Deze noemen we de breuklijnen tussen de continenten. Bij de schoksgewijze verplaatsing van gesteente ontstaan drie soorten trillingen die met grote snelheid de aarde doorlopen. Longitudinale golven, transversale golven en oppervlaktegolven. Zij worden alledrie uit het hypocentrum tegelijkertijd uitgestraald, maar bereiken als gevolg van het verschil in snelheid de seismografische stations enige tijd na elkaar. Uit dit tijdsverschil kan men de plaats van het centrum van de trillingen op het aardoppervlakte berekenen. De meeste aardbevingen zijn ondiep. Het hypocentrum ligt dan niet dieper dan 60 kilometer. Aardbevingen hebben meerdere oorzaken dan de bovengenoemde namelijk: - Doordat een meteoriet op aarde inslaat - Door het instorten van ondergrondse grotten binnen in de aarde - Door het uitbarsten van vulkanen - Door plotselinge verschuiving van gesteentelagen De theorie van Wegener Volgens de theorie van de Duitse geleerde Alfred Wegener bestond de aarde al heel lang geleden uit één massa land en drijft langzaam uit elkaar. Het blijkt dat de aardkorst in het midden van de Atlantische Oceaan regelmatig openscheurt en deze Pagina 1 van 21

2 scheuren worden weer opgevuld met vloeibaar gesteente (magma) uit de aarde. Op deze manier wordt er steeds meer bodem op de oceaan gemaakt en drijven de werelddelen steeds verder uit elkaar. Dit gebeurt alleen bij de nieuwe oceanen zoals de Atlantische Oceaan en de Indische Oceaan. Omdat de nieuwe oceanen steeds groter worden, worden de oude oceanen in elkaar gedrukt. De Middellandse Zee noemen we een zee maar eigenlijk is het een hele oude oceaan die zover in elkaar is gedrukt dat hij steeds kleiner is geworden. Hele grote platen steen en aarde van kilometers lang worden in de geologie schollen genoemd. Soms worden twee schollen langs elkaar gedrukt zoals op de bodem van de Middellandse Zee. De druk tussen de schollen wordt steeds groter en groter totdat ze plotseling van elkaar los schieten. De schollen op de bodem van de oceaan duwen dan in de grond van het vasteland van Griekenland. De ene schol schuift over of onder de andere schol. Dit wordt subductie genoemd. De grond komt op die plek omhoog en de aardbodem begint dan enorm te schudden en dit noemen we een aardbeving. Seismograaf Aardbevingen kunnen worden geregistreerd door een seismograaf. Zo n seismograaf registreert alle trillingen van de aarde. Er zijn twee verschillende soorten seismografen. De eerste registreert de verticale beweging van de aarde. De tweede registreert de horizontale bewegingen van de aarde. Om te bepalen waar een aardbeving plaats vindt, zijn drie seismografen nodig. Een verticale seismograaf registreert het omhoog en omlaag gaan van de aardkorst. De twee horizontale seismografen vinden de van noord naar zuid richting en de van oost naar west richting. Het is moeilijk om precies aan te geven hoe erg een ramp is voor de mensen zelf. De Italiaanse seismoloog Guiseppe Mercalli heeft daarvoor een schaalverdeling bedacht. Hij praatte eerst met heel veel mensen die de ramp mee hadden gemaakt en daarna heeft hij de schaalverdeling verfijnd tot de schaal van Mercalli. De schaalverdeling loopt van 1 tot en met 12. De schaal geeft de intensiteit weer van de aardbeving op een bepaalde plek. Zit je vlak bij het epicentrum dan zal deze intensiteit groter zijn dan wanneer je er 100 kilometer vanaf zit. De maximale te verwachten intensiteit van aardbevingen voor Nederland is 7. Mercalli s indeling was erg subjectief en daarom gebruiken we nu de schaal van Richter. I Wordt niet gevoeld. Slechts door seismometers geregistreerd II Wordt nauwelijks gevoeld. Alleen onder gunstige omstandigheden gevoeld. III Is zwak. Door enkele personen gevoeld. Trilling als van voorbijgaand verkeer. IV Vrij sterk. Door velen gevoeld. Trillingen als van zwaar verkeer. Rammelen van ramen, Deuren en borden in de kast. V Sterk. Algemeen gevoeld. Opgehangen voorwerpen slingeren. Slapende mensen worden wakker. Koffie schudt uit kopje. VI Lichte schade. Schrikreacties. Voorwerpen in huis vallen om (schilderijen van de muur). Lichte schade aan minder solide huizen. VII Schade. Paniek. Schade aan veel gebouwen. Schoorstenen breken af. Golven in vijvers. Pagina 2 van 21

3 Kerkklokken geven geluid. VIII Zware schade. Algehele paniek. Algemene schade aan gebouwen. Zwakke bouwwerken gedeeltelijk vernield IX Verwoestend. Veel gebouwen zwaar beschadigd. Schade aan funderingen. Ondergrondse pijpleidingen breken X Buitengewoon verwoestend. Verwoesting van vele gebouwen. Schade aan dammen en dijken Grondverplaatsing en scheuren in de aarde. XI Catastrofaal. Algemene verwoesting van gebouwen. Rails worden verbogen. Ondergrondse leidingen vernield. XII Buitengewoon Catastrofaal. Algemene verwoesting. Verandering in het landschap. Scheuren in rotsen, talloze vernielingen. De schaal van richter De kracht van een aardbeving geven we aan met de schaal van Richter. Het is een cijfer tussen de 0 en de 8 en wordt steeds in kranten of bij het nieuws vermeld. Veel mensen hebben dan geen idee wat de ernst van de aardbeving dan betekent, maar waarom wordt de schaal van Richter er dan toch bij vermeld? Dit heeft te maken met de wens om wetenschappelijker te zijn. Omdat de schaalverdeling van Mercalli te subjectief was bedacht de Amerikaanse seismoloog Charles Richter in 1935 zijn eigen schaalverdeling. Die is gebaseerd op metingen door een seismograaf. De cijfers op de schaal van Richter geven aan hoe sterk deze golf is. Elk opvolgend cijfer geeft een tien keer zo grote uitslag weer. Een beving van 5 op de schaal van Richter is dus 1000 keer zo sterk als eentje van 2. De aardbevingen onder de 5,5 op de schaal van Richter zijn niet zonder gevolgen, maar ook niet heel erg rampzalig. Na 5,5 wordt het pas echt rampzalig. Schaalverdeling van de schaal van Richter: 0,1,2 Niets 3 Matig tot sterk: deuren rammelen, schilderijen slingeren 4 Sterk: voorwerpen vallen om, bomen bewegen 5,5 Zeer sterk: schade aan gebouwen, schoorstenen breken 6 Vernielend: paniek, grote schade aan gebouwen 6,7 Verwoestend: gebouwen zwaar beschadigd, gasleidingen breken waardoor branden Ontstaan, viaducten storten in. 7,3 Vernielen veel gebouwen storten in, scheuren in de aarde. 8 Catastrofaal: meeste gebouwen verwoest, rails buigen 8,5 De wereld vergaat: hele steden worden verwoest, rotsen scheuren, het landschap verandert helemaal. Tegenwoordig gebruiken de wetenschappers altijd de schaal van Richter omdat dat voor hen belangrijker is. Ze hebben er meer aan dan aan de schaal van Mercalli. De magnitude (M) van een aardbeving hangt volgens de schaal van Richter samen met de maximale Pagina 3 van 21

4 versnelling van de bodembeweging in het epicentrale gebied, volgens een bepaalde formule. De magnitudeschaal van Richter is een open schaal, dat wil zeggen dat de magnitude geen bovengrens heeft. Voor de zwaarste wereldbevingen is de magnitude 8 of 9 en de vrijkomende energie 1017 tot 1018 joule. De tien sterkste aardbevingen ter wereld sinds 1900 Land Datum Magnitude MW Breedte Lengte Chili Z 72.6 W Alaska N W Rusland N O Ecuador N 81.5 W Alaska N W Kuril eilanden N O Alaska N O India N 96.5 O Argentinië Z 70.0 W Indonesië Z O De plaattektoniek Plaattektoniek houdt in dat de lithosfeer uit enkele grote en vrij stabiele plakken hard gesteente bestaat, ook wel platen genoemd. De lithosfeer is het bovenste deel van de sterke buitenste schil van de Aarde. Dit komt van het Griekse woord lithos dat steen betekent. De platen strekken zich uit over de wereldbol als kromme kappen over een bol. Er zijn een aantal grotere platen, en vele kleinere zoals de Gordaplaat voor de kust van Noord-Californië. De platen bewegen zich allemaal ten opzichte van elkaar. Omdat ze onderdeel zijn van de lithosfeer, zijn ze zo'n 100 tot 200 km dik. Elke plaat beweegt zich horizontaal ten opzichte van de buurplaten over het zachtere gesteente wat er direct onder ligt. Aan de rand van de plaat, waar hij de aangrenzende platen aanraakt, ontstaat door de beweging van de platen hele grote trekkrachten. Deze werken op de gesteentes van de lithosfeer in, waardoor er chemische en fysische veranderingen in optreden. De lithosfeerplaten zijn over het algemeen heel stijf en sterk, daardoor gaan de krachten helemaal door de platen heen zonder dat er knikken in ontstaan. De relatieve beweging vindt vooral plaats langs de plaatgrenzen, die zelf ook heel breed kunnen zijn. Bij deze plaatgrenzen wordt de geologische structuur door de tegengestelde krachten tussen de platen beïnvloed en hier vinden dus ook de meeste geologische veranderingen plaats. De randen van de platen zijn de gebieden met de hoogste seismiciteit (. De meeste epicentrakomen dan ook aan de randen van de platen voor. De concentraties van de epicentra vallen samen met de langgerekte breuken zoals de San-Andreasbreuk. De gebieden tussen de grote breuken hebben dan ook veel minder epicentra. De grote breuken zijn de zwaktezones in de korst waarlangs de onderlinge plaatbewegingen optreden. De theorie van de plaattektoniek, die de wisselwerking van de platen en gevolgen daarvan voorspelt, berust op vier uitgangspunten: Pagina 4 van 21

5 1. Nieuw plaatmateriaal ontstaat door spreiding van de oceaanbodem, nieuwe oceanische lithosfeer ontstaat langs actieve middenoceanische ruggen. 2. De nieuwe oceanische lithosfeer is een onderdeel van een bewegende plaat; deze plaat kan, maar heeft geen continentaal materiaal. 3. Het totale oppervlak van de Aarde blijft gelijk, daarom moet de aangroei van de lithosfeer in evenwicht worden gehouden met het verdwijnen van platen elders. 4. Omdat platen spanningen over grote horizontale afstanden doorgeven zonder te verbuigen, vindt de relatieve beweging tussen de platen bijna geheel langs hun grenzen plaats. Zo'n zeventig procent van het oppervlak van de platen wordt bedekt door grote oceanen. De vlakke oceaanbodem wordt doorbroken door onderzeese bergen, vulkanische eilanden en zelfs grote bergketens. De plaatranden worden in drie soorten verdeeld gebaseerd op of de platen uit elkaar, naar elkaar toe, of langs elkaar bewegen. We hebben een divergerende plaatrand, dat is een begrenzing tussen twee platen die van elkaar af bewegen. We hebben een convergerende plaatrand, deze ligt tussen twee platen die naar elkaar toe bewegen. En we hebben een transforme plaatrand, hierbij bewegen de platen langs elkaar. Divergerende plaatranden Divergerende plaatranden komen in het midden van een oceaan voor, en ook midden op een continent. De platen bewegen van elkaar af. Als een continent uiteenvalt, bevindt een divergerende begrenzing zich midden op het continent. In de eerste fase van het uiteenvallen van een continent wordt de korst iets opgeheven. Dit komt waarschijnlijk door het stijgen van warm mantelgesteente eronder. Door deze opheffing wordt de korst ook iets uitgerekt en wat dunner. Ondiepe aardbevingen komen voor langs afschuivingsbreuken, waardoor er een centrale slenk wordt gevormd. In de centrale slenk is een hoge warmtestroom aanwezig en er treedt bazaltisch vulkanisme op. Magma stijgt op, en vloeit als bazaltlava in de centrale slenk uit. Dit magma komt van de bovenmantel, net zoals bij een mid-oceanische rug. Hierdoor wordt nieuw plaatmateriaal toegevoegd aan de lithosfeer. Terwijl het uiteenvallen van het continent verdergaat, is de continentale korst uiteindelijk opgesplitst in twee delen met een rechtlijnig bekken. De bodem van dit bekken bestaat uit bazalt en is met oceaanwater opgevuld. De opgeheven randen van de nieuwe continenten hebben een aantal afgeschoven blokken, die snel worden geërodeerd. Dit erosiemateriaal vult het bekken ook voor een deel op. De randen van divergerende continenten zijn dus heel dun. Als eerste door afknijping, doordat het oorspronkelijke continent opgeheven is. En door de erosie van deze opgeheven delen na het uiteenvallen van het continent. In het bekken tussen de continenten ontstaat nu een echte oceaan met een bazaltische korst en een centrale slenk in het midden. Doordat de randen van de nieuwe continenten opgeheven zijn, stromen rivieren landinwaarts en zullen ze niet direct op de nieuwe oceaan afwateren. Als de toevoer van vers water in deze oceaan geblokkeerd raakt door bijvoorbeeld vulkanisme, en als er meer verdamping is dan neerslag zoals in woestijnen, dan kan een grote hoeveelheid zout in de jonge oceaan afgezet worden. Dit komt niet voor bij alle divergerende randen. Terwijl de platen verder divergeren wordt de oceaan zo wijd, dat de verdamping nooit hoger kan zijn dan de toevoer van vers Pagina 5 van 21

6 water. Wanneer de zoutafzetting afgelopen is, stoppen de platen met divergeren. De mid-oceanische rug krijgt zijn definitieve vorm in de wijde oceaan. De randen van de continenten zijn nu lager. Dat komt door de erosie en door de afkoelende lithosfeer. Op een bepaald moment raakt de vlakke continentrand onder water, en is er een continentaal plat en een continentale helling ontstaan. De korst aan de continentrand daalt verder, en er worden dikke pakketten sediment afgezet aan de rand. De oceanische lithosfeer is nu zover afgekoeld, dat de korst nauwelijks nog daalt. Er ontstaat dan een vlakke oceaanbodem, ook wel de abyssale vlakte. De mid-oceanische rug ligt als een onderzees gebergteketen in het midden van de oceaan en de divergerende plaatrand ligt in het midden van de centrale slenk. Door thermische uitzetting van het warme mantelgesteente ligt de rug hoog vergeleken met de oceaanbodem ernaast. Doordat de oceanische lithosfeer van de rug af beweegt, koelt hij af en krimpt hij. Daardoor wordt de oceaan steeds dieper, verder van de rug. Convergerende plaatranden Bij een convergerende plaatrand bewegen de platen naar elkaar toe. Het karakter van de plaatrand hangt van het soort platen af. Het kan zijn dat beide platen bestaan uit oceanische lithosfeer, dan zal de ene plaat onder de andere duiken. Dat noemen we subductie of onderschuiving. Als de ene plaat continentaal is en de andere oceanisch, duikt de oceanische plaat onder de continentale plaat. Als beide platen uit continentale lithosfeer bestaat, treedt er helemaal geen subductie op. Beide continenten botsen op elkaar en worden intensief verfrommeld. Bij een convergentie van twee platen. Beide met oceaanbodem aan het oppervlak, schuift de ene onder de andere, zoals al eerder gezegd is. De onder schuivende plaat vormt één van de twee wanden van een oceanische trog, die meestal naar de onderschuivende plaat is gekromd. Het patroon van aardbevingen laat zien dat de hoek waaronder de plaat onderschuift niet altijd dezelfde hoeft te zijn. Op de ene locatie is hij weer scherper dan een andere locatie. Sommige platen vallen uiteen, terwijl ze de mantel in dalen. De dalende plaat veroorzaakt andesitisch vulkanisme in de subductiezone. Dit kan komen door de gedeeltelijke opsmelting van de bazaltische korst. In de subductiezone wordt wat water door de dalende lithosfeerplaat meegenomen. Door de stijgende temperatuur en de druk komt het water vrij en stijgt het langzaam naar de bovenliggende plaat. Dit water verlaagt het smeltpunt van het gesteente in deze plaat, waardoor het gedeeltelijk smelt. Als er sediment aanwezig is smelt dit ook en voegt zich aan het aanwezige magma toe. De onderschuivende plaat heeft een lage warmtestroom. Hierdoor koelt de oceanische lithosfeer af op zijn reis van de mid-oceanische rug naar de subductiezone. De lithosfeer wordt dan steeds kouder en zwaarder tot hij onder zijn eigen gewicht terug in de mantel duikt. Hoe kouder de plaat is, hoe sneller hij zakt. De hoek waaronder de onderschuivende lithosfeer wegduikt kan dus afhankelijk zijn van de ouderdom. Oude lithosfeer duikt steil de mantel in, jonge lithosfeer minder steil. De meeste convergerende grenzen zijn dus subductiezones langs diepzeetroggen. De binnenwand van een trog heeft een ingewikkelde interne structuur. Het subductiecomplex, dat dicht bij de trog ligt, bestaat uit sterk misvormde mariene sedimenten die als dekbladen over elkaar heen zijn geschoven. Door de onafgebroken bewegingen van de onderschuivende plaat, wordt er telkens een deel van het sediment op de oceaanbodem naar beneden getrokken. Het wordt dan als een soort dekblad tegen dit complex aan gedrukt vanonder af. Hierdoor wordt het complex dikker en dikker en wordt het naar boven gedrukt. Er Pagina 6 van 21

7 ontstaat een bekken tussen de trog en de binnenwand van de trog, ook wel de eilandenboog. Dit bekken heet een forearc bekken. Het gebied tussen de trog en de eilandenboog heet de forearc en de andere kant van de eilandenboog heet de backarc. Terwijl er nieuw marien sediment aan het subductiecomplex wordt toegevoegd, groeit dit complex aan in tegenovergestelde richting van de eilandenboog. Hierdoor wordt de trog verder van de eilandenboog af verplaatst, zodat de horizontale afstand van de trog naar de eilandenboog groter wordt. Als een oceanische plaat onder een continentale plaat wordt geschoven, ontstaat ook hier een subductiecomplex en een forearcbekken. Deze vormen de binnenwand van de oceanische trog. De rand van het continent verandert in een jong gebergteketen. Het andesitische magma dat uit de subductiezone naar boven stijgt, vormt een boog in de continentale korst. Een magmatische boog. Net zoals de andesitische eilandenboog bij de convergentie van twee oceanische platen. De magmatische boog bevat zowel de eilandenboog op zee, als de vulkanische activiteit aan de rand van het continent. Dat deel wat zichtbaar is van de eilandenboog is een rij van vulkanische eilanden, en in de verdikte korst eronder liggen intrusieve gesteenten, ook wel plutonen genoemd. Het warme magma stijgt uit de subductiekorst op en het verdikt de continentale korst. Hierdoor wordt de korst wat zwakker en beweeglijker dan koude korst. In deze warme en beweeglijke zone vindt een regionale verandering plaats. Een tweede reden voor de verdikking van de continentale korst boven een subductiezone, is het over elkaar heen schuiven van dekbladen van het continent. Dit gebeurt aan de achterzijde (backarc) van de magmatische boog. Deze dekbladen ontstaan doordat de koude continentale korst tegen de warme, beweeglijke kern van het gebergteketen wordt gedrukt, en daardoor ook iets onder het gebergte wordt doorgeschoven. Het sediment op het continent wordt tegen de achterzijde van het gebergteketen gedrukt, en het vervormt als een stel dekbladen die over elkaar heen schuiven. Er zijn dus twee gebieden aan de rand van een continent met een jong gebergteketen waar dekbladen over elkaar heen geschoven worden. Aan de kant van de oceaan (de forearc) is er het subductiecomplex bij de trog waar door subductie overschuiving plaatsvindt. Aan de landzijde (de backarc) is er ook onderschuiving doordat het koude continent onder het jonge gebergte wordt geschoven. Hierdoor wordt de korst niet alleen dikker, maar ook korter. Deze verkorting is slechts 100 tot 200 kilometer, en kan je dus niet vergelijken met de beweging langs een subductiezone. Verder landinwaarts bevindt zich het backarc bekken. Doordat er verkorting en verdikking van de korst plaatsvindt, wordt de ondergeschoven continentale korst naar beneden geduwd door het gewicht van de dekbladen aan de achterzijde van het gebergte. In het backarc bekken wordt sediment afkomstig van het gebergte en van het omliggende continent afgezet. Dit kan marien, continentaal of een afwisseling van die twee zijn. Het ligt aan de mate waarin het bekken is gedaald. Als er door subductie een eilandenboog ontstaat op geringe afstand van een continent kan er backarc spreading optreden. De oceanische korst tussen de eilandenboog en het continent heeft geen spreidingsrug. Maar toch kan daar spreiding optreden doordat een manteldiapier opstijgt en zich vlak onder de oceanische korst in horizontale richting uitspreidt. Een manteldiapier is een grote hoeveelheid warm mantelmateriaal die als een geheel opstijgt. De eilandenboog en de daarmee samenhangende trog worden opzij gedrukt en de afstand tot het continent wordt groter. Een voorbeeld is Japan, dat door de Japanse zee van het Aziatische continent gescheiden is. Zo'n manteldiapier kan ook bij subductie onder een continent ontstaan. De diapier zal dan stijgen tot vlak onder de continentale korst. Hij zal daar verdunnen en door de horizontale uitspreiding zal de korst uitrekken. Pagina 7 van 21

8 Bij een lithosfeerplaat met een continent en een oceaan erop, die in de richting van een continentale plaat beweegt, zal het oceanische deel van de plaat onder de continentale plaat geschoven worden. De rand van de continentale plaat zal dan een subductiezone, een magmatische boog en andere kenmerken van een oceaan-continent convergentie (het toenaderen naar een punt) tonen. De oceanische lithosfeer van de andere plaat wordt als het ware door de subductie opgeslokt en op een gegeven moment is de oceaan helemaal verdwenen. Oceanische korst is namelijk zwaar en kan daardoor gemakkelijk onderschuiven. Continentale korst is juist licht, en kan daardoor niet zinken. De continenten zullen botsen, dan scheurt de zinkende oceanische plaat los van het continent en zal nog verder zinken. De continenten worden aan elkaar gesmeed in een zone die we sutuurzone noemen. Deze sutuurzone geeft de plek van de voormalige subductiezone aan. Gebieden met dekbladen en dalende bekkens komen voor aan beide zijden van de magmatische boog, die nu niet meer actief is. Door deze boog is de korst dikker. Door de voortdurende plaatbewegingen wordt het ene continent iets onder het andere geschoven en vindt er nog verdere overschuiving van de dekbladen plaats. Hierdoor wordt de korst nog verder verdikt. Er is een groot gebied met een jong gebergte midden op het nieuwe vergrote continent ontstaan. Het gebied wordt gekenmerkt door ondiepe aardbevingen langs de vele breuken die er zijn. Sommige ondiepe aardbevingen komen nog voor langs de zinkende oceanische plaat. Een voorbeeld is het Himalayagebergte, dat ontstaan is door de botsing van het subcontinent India tegen de Euraziatische plaat. Transforme plaatranden Een plaat kan ook horizontaal langs een andere schuiven langs breuken die transforme breuken heten. Er zijn eigenlijk drie soorten transforme breuken. Als eerste transforme breuken die twee spreidingscentra met elkaar verbinden. Als tweede transforme breuken die een spreidingscentrum met een trog verbinden. En als derde transforme breuken die twee troggen met elkaar verbinden. Bij alle mogelijkheden treedt er een horizontale verschuiving op langs de transforme breuk. Een voorbeeld van een transforme breuk die twee spreidingscentra met elkaar verbinden is de breuk langs de westkust van de Verenigde Staten, waar deze een spreidingszone rond Baja California verbindt met een kleine spreidingszone ten noordwesten van San Francisco. Deze breukzone is erg berucht door de San- Andreasbreuk die hier deel van uitmaakt. Transforme breuken worden gekenmerkt door ondiepe aardbevingen in een smalle zone langs de breuk, of in een brede zone, als er sprake is van meerdere, bij elkaar liggende breuken. Verspreiding van aardbevingen door middel van de plaattektoniek De verspreiding van aardbevingen kan verklaard worden door de plaattektoniek. Ondiepe aardbevingen komen voor bij divergerende plaatranden, waar rekspanningen afschuivingsbreuken veroorzaken. Ook komen ondiepe aardbevingen voor langs transforme breuken, in het gebied waar twee continenten op elkaar gebotst zijn. Diepe en matig diepe aardbevingen komen voor bij subductie. De meeste aardbevingen treden op langs de plaatranden, maar sommige kunnen ook op een plaat optreden. Dit zijn meestal middelzware aardbevingen, maar ook enkele zware. Deze bevingen kunnen ook door de plaattektoniek worden Pagina 8 van 21

9 verklaard, alleen niet zo goed. Bij convergerende plaatranden komen jonge gebergteketens voor. Bij subductie ligt een gebergteketen aan de rand van een continent (bijvoorbeeld de Rocky Mountains ) en bij een botsing van twee continenten ligt het gebergte midden in het grote nieuwe continent (bijvoorbeeld het de Alpen en het Hymalaya gebergten). Oude gebergtes geven de plek van de voormalige plaatrand aan. Wat ook door de plaattektoniek kan worden verklaard zijn de belangrijkste kenmerken van de oceaanbodem. De mid-oceanische rug ligt aan een divergerende plaatrand, waar het mantelgesteente stijgt. De oceanische trog bevindt zich bij een subductiezone. Oorzaken en ontstaan van verschillende soorten aardbevingen Tektonische aardbevingen Een aardbeving is het trillen of beven van de grond door het vrijkomen van een grote hoeveelheid opgeslagen energie in het gesteente. Spanningen in het gesteente worden veroorzaakt door grote krachten diep in de aarde. Deze spanningen veroorzaken weer vervorming. Het gesteente kan zover vervormen totdat het breekt. Als het gesteente breekt verplaatsen de trillingen zich door de hele aarde als seismische golven. Dit zijn dus golven van energie die bij een aardbeving vrijkomen. Deze golven worden door de omgeving gevoeld als trillen of beven van de grond. Het vlak waarlangs de beweging heeft plaatsgevonden noemen we het breukvlak. De verklaring voor het ontstaan van tektonische aardbevingen wordt gegeven door de theorie van de elstische terugvering of de elastische terugspringtheorie. Volgens deze theorie wordt er gedurende honderden tot duizenden jaren heel langzaam in het gesteente elastische vervorming opgebouwd door tektonische krachten. In een al bestaande breuk treedt uiteindelijk in het zwakste deel van het vervormde gesteente een verschuiving op. De twee tegenoverliggende breukvlakken bewegen zich dan in tegenovergestelde richtingen. Deze verschuiving breidt zich langs de breukwand uit. Door de verschuiving komt opgeslagen elastische vervormingsenergie vrij omdat de twee kanten van de breuk terugspringen naar een wat minder vervormde positie. Er geldt in bijna alle gevallen dat hoe langer en hoe breder het gebied van de verschuiving is, hoe meer energie er vrijkomt en hoe groter de tektonische aardbeving zal zijn. Als het gesteente meer elastisch vervormd raakt, wordt er ook meer energie in opgeslagen. Als de breuk scheurt, komt de opgeslagen elastische energie in het gesteente vrij. Voor een gedeelte als warmte, en voor een gedeelte in de vorm van elastische golven. Deze golven vormen een aardbeving. Elastische vervorming van gesteenten in verticale richting komt ook voor. Hier is de elastische terugsprong langs hellende breukvlakken en veroorzaakt hij aan het oppervlak verstoringen van de waterpaslijnen en soms breuktreden. De breuktreden van zware aardbevingen kunnen vele meters hoog worden, en soms bereiken ze zelfs een lengte van tientallen of honderden kilometers. Er ontstaat ook barstvorming in de buurt van de hoofdverschuiving. Uit onderzoek blijkt dat de langzame vervorming van de korst onder de lokale tektonische krachten door het hele gesteente in de buurt van een tektonische breuk, een concentratie van kleine breuken veroorzaakt. Hierdoor verzwakt de breuk. Water dringt in het gesteente en het vult de barsten. Het volume van het gebied dat onder spanning staat langs de breuk neemt toe. Door de aanwezigheid van water in de barsten worden de krachten die de vervorming Pagina 9 van 21

10 tegengaan kleiner, en de wrijving tussen de aangrenzende breukvlakken wordt verlaagd. Daardoor kan een grote barst zich door verschuiving langs het breukvlak uitbreiden. Hierdoor begint en verspreidt zich het elastisch terugspringen van de vervormde breuk. Door de barstvorming in de buurt van de hoofdverschuiving kunnen ook voor- en naschokken worden verklaard. Een voorschok wordt veroorzaakt door een beginnende breuk in het vervormde en gebarsten gesteente langs de breuk. De barst breidt zich nog niet verder uit omdat de natuurlijke omstandigheden nog niet helemaal ontwikkeld zijn. Bij voorschokken blijft de verschuiving beperkt, daardoor worden het krachtenveld, de waterbeweging en de verdeling van de hele kleine barstjes licht veranderd. Dan ontstaat er een grotere breuk die de hoofdbeving veroorzaakt. Door de plotselinge snelle beweging van het gesteente langs de hoofdbreuk, samen met het sterke schudden en de warmte ontwikkeling, ontstaan er natuurlijke omstandigheden die sterk verschillen van de omstandigheden vóór de hoofdschok. Gevolg is dat er kleine zijbreuken ontstaan, die voor de naschokken zorgen. Langzaam neemt de vervormingsenergie in het gebied af, totdat de stabiliteit terugkeert. Dit kan zo'n enkele maanden duren, of korter. Bij het breken van het gesteente verplaatsen de trillingen zich door de hele aarde. Deze worden door mensen en omgeving gevoeld. Dat zijn seismische golven. Seismische golven zijn golven van energie die bij een aardbeving vrijkomen. Het punt in de aarde van waaruit de seismische trillingen ontstaan heet het hypocentrum of haard van de aardbeving. Recht boven het hypocentrum ligt het epicentrum aan het aardoppervlak. Als het gesteente een schok krijgt ontstaan er twee soorten elastische golven. De eerste is qua fysische eigenschappen gelijk aan een geluidsgolf. Geluidsgolven worden overgebracht door afwisselende hoge druk en lage druk van de lucht. Bij aardbevingen planten golven van dit type zich voort uit de aarbevingshaard of hypocentrum met een gelijke snelheid in alle richtingen. Het gesteente waar ze doorheen gaan zal worden samengedrukt en uitgerekt. De deeltjes in het gesteente bewegen zich voorwaarts en achterwaarts in de richting van de voortplanting van de golven. De hoeveelheid voor- en achterwaartse verplaatsing noemen we de golfuitslag of amplitude. Dit type golf noemen we de P-golf, van primair. In het vaste materiaal kan ook nog een tweede type golf zich voortplanten, die het materiaal kan verschuiven en verdraaien. Dit type golf noemen we de S-golf, van secundair. Het gedrag van gesteente is heel anders dan bij een P-golf. S-golven hebben meer met verschuiving te maken, daardoor verplaatsen ze de deeltjes van het gesteente dwars op de voortplantingsrichting. Deze bewegingen in het gesteente kunnen plaatsvinden in het horizontale of verticale vlak en ze lijken op de bewegingen van lichtgolven. De aanwezigheid van P-golven en S-golven zorgt ervoor dat aardbevingen een aantal effecten hebben die niet in de natuurlijke eigenschappen van licht en geluid aanwezig zijn. S-golven kunnen zich niet in gassen en vloeistoffen voortplanten omdat er geen verschuiving mogelijk is. P-golven komen vanuit de aardbevingshaard of hypocentrum altijd eerder aan. Dat komt doordat ze zich via dezelfde weg sneller voortplanten dan de S-golven. De snelheid waarmee P- en S-golven zich voortplanten hangt af van de dichtheden en de elastische eigenschappen van het gesteente. Als er een druk wordt uitgeoefend op het oppervlak van een blok gesteente vermindert het volume. De mate van volumeverandering noemen we de incompressibiliteit. Wanneer er P-golven zich door het inwendige van de aarde voortplanten treedt dit type vervorming op. Omdat het alleen met volumeverandering te maken heeft, gaat het door vloeistoffen en vaste stoffen. Hoe groter de incompressibiliteit is, hoe groter de snelheid van een P-golf is. Een tweede Pagina 10 van 21

11 type vervorming treedt op als er gelijke en tegengesteld gerichte krachten worden uitgeoefend op tegenover elkaar liggende vlakken van een vierkant stuk gesteente. Het gesteente zal vervormen door een verschuiving van zijn hoekige vorm, zonder volumeverandering. Deze vervorming treedt ook op als een cilindervormige gesteentekern wordt verdraaid door even grote, maar wel tegengestelde krachten die aan de tegenover elkaar liggende uiteinden grijpen. Hoe groter de weerstand van het gesteente tegen deze schuif- en draaikrachten is, hoe groter de stijfheid is. Omdat de S-golven zich door verschuiving van het gesteente voortplanten, kun je de aan de hand van de stijfheid de snelheid van de S-golf bepalen. Hoe groter de stijfheid, hoe groter snelheid van de S-golf is. Met formules kun je de snelheden van de P- en S- golven uitrekenen. Als de P- en S-golven het aardoppervlak bereiken ontstaan er gesteentebewegingen, die onder bepaalde omstandigheden andere seismische golven opwekken. De belangrijkste zijn de Rayleigh-golven en de Love-golven. Ze planten zich allebei over het oppervlak van de aarde voort. De bewegingen in het gesteente worden kleiner naarmate je dieper zit. De energie van deze oppervlaktegolven zit in het grondoppervlak opgesloten, anders zouden ze de aarde in worden teruggekaatst. De eenvoudigste oppervlaktegolven zijn de Love-golven. Ze zijn genoemd naar A.E.H Love, die ze in 1912 ontdekte en beschreef. Bij de beweging treedt geen verticale verplaatsing op. Het gesteente beweegt dus in een horizontaal vlak heen en weer. De Love-golf is soms één van de meest verwoestende aardbevingsgolf omdat ze vaak een grote amplitude (grootte uitwijking) hebben en horizontale schuifbewegingen veroorzaken bij funderingen van gebouwen. Rayleigh-oppervlaktegolven hebben een totaal andere bodembeweging. Deze aardbevingsgolven zijn voor het eerst ontdekt in 1885 door Lord Rayleigh. Ze lijken het meest op watergolven. Rayleigh-golven worden gevormd door deeltjes van het gesteente die naar voren, naar achteren, omhoog en omlaag bewegen in een verticaal vlak, waarin ze zich ook voortplanten. De snelheid van de Love- en Rayleigh-golven is altijd kleiner dan die van de P-golven en gelijk of kleiner aan de S-golven. De verschillende golven komen altijd in een vaste tijdsvolgorde aan omdat ze allemaal verschillende snelheden hebben. Dit verklaart wat we voelen als de aarde onder onze voeten gaat beven. De eerste golven die vanuit het hypocentrum komen zijn de P-golven. Ze komen over het algemeen onder een steile hoek bij het aardoppervlak aan, waar ze de verticale beweging van de bodem veroorzaken. Verticale trillingen worden beter en gemakkelijker doorstaan dan horizontale trillingen, daardoor zijn P-golven meestal niet de meest verwoestende. Even later worden ze gevolgd door de sterke secundaire trillingen, omdat S-golven ongeveer half zo sterk zijn als de P-golven. De bewegingen van de S-golven duren wat langer dan de P-golven. Door de werking van de P-golven schudden gebouwen op en neer, en door de werking van de S-golven worden gebouwen juist heen en weer geschud. Vlak na of gelijk met de S-golven beginnen de Love-oppervlaktegolven. De bodem begint loodrecht op de voortplantingsrichting van de golven te trillen. Daarna komen de Rayleigh-golven, die zich over het hele aardoppervlak bewegen. Ze veroorzaken trillingen in de lengte en in de verticale richting. Deze golven blijven steeds komen, hierdoor ontstaat bij zware aardbevingen de rollende beweging. Omdat ze met de afstand minder snel afnemen dan P- en S-golven, worden juist deze oppervlaktegolven ver van de aardbevingshaard langer gevoeld en gemeten. Love- en Rayleigh-golven duren ruim vijf keer zo lang als P- en S-golven. Het einde van een aardbeving bestaat uit een mengsel van P-, S-, Love-, en Rayleighgolven die via verschillende wegen door de structuur van het gesteente zijn aangekomen. Het kan ook voorkomen dat golven worden omgebogen, dit noemen we diffractie. Pagina 11 van 21

12 Het vlak waarlangs de breuk heeft plaatsgevonden noemen we het breukvlak. Breukvlakken die over grote afstanden doorlopen noemen we geologische breuken. Breukvlakken kunnen soms nauwelijks voelbaar langs elkaar schuiven, of ze kunnen plotseling breken, waarbij de energie in een aardbeving vrijkomt. Veel breuken zijn lang, sommigen kunnen wel duizenden kilometers lang zijn. Breuken kunnen veel bijzonderheden hebben. Soms zijn het scherpe breukvlakken, waarbij alleen kleine verplaatsingen zichtbaar zijn. Of soms is het een onduidelijke zone van gebroken en verbrijzeld gesteente. Als een breuk eenmaal bestaat, vinden er steeds nieuwe verschuivingen plaats. Het gesteente in een breukzone kan door veel aardbevingen zo fijn vermalen zijn, dat het in klei verandert, breukklei. Dit materiaal is niet sterk, daardoor kan het geen elastische energie opslaan. Breuken worden ingedeeld naar hun geometrie en naar de richting van de relatieve verschuiving. De ruimtelijke oriëntatie van de breuk wordt weergegeven door twee hoeken. De eerste hoek is de helling van de breuk, de hoek die het breukvlak met de breuk horizontaal maakt. De tweede hoek is de strekking van de breuk, de richting van de breuklijn op het aardoppervlak ten opzichte van het noorden. Breuken worden ingedeeld op basis van hun bewegingsrichting langs richting en strekking. Bij een horizontale verschuiving verschuiven de twee stukken aan beide kanten van de breuk horizontaal ten opzichte van elkaar. Het gesteente wordt lateraal (aan de zijkant gelegen) verplaatst evenwijdig aan de strekking. Als je aan de ene kant van de breuk staat en de beweging aan de andere kant van de breuk van links naar rechts is, wordt de breuk een rechts-laterale horizontaal-verschuiving genoemd. Andersom noemen we het een links-laterale horizontaal-verschuiving. De beweging van een breuk kan ook verticaal langs de helling zijn. Hierbij verschuift één kant ten opzichte van de andere omhoog. De beweging is dus vrijwel evenwijdig aan de helling van de breuk en gesteenten worden verticaal verplaatst. Er kan soms een kleine rotswand ontstaan die we breuktrede noemen. Dit type breuk wordt weer in twee andere categorieën verdeeld. Een afschuiving is een breuk met verticale verplaatsing, waarbij het gesteente boven het hellende breukvlak zich naar beneden beweegt ten opzichte van het gesteente onder de breuk. Een opschuiving is een breuk met verticale verplaatsing waarbij het gesteente boven het hellende breukvlak omhoog beweegt. Overschuivingen zijn opschuivingen met een kleine hellingshoek ten opzichte van het horizontale vlak. Breuken hebben zelden alleen een horizontale of verticale verplaatsing. Meestal hebben ze verticale en horizontale bewegingen. Zo'n breuk heet een diagonale breuk. Sommige breuken dringen niet tot de oppervlakte door, omdat de bodem de verschuiving heeft opgenomen. Hier kun je de verschuiving alleen opsporen door geulen of insnijdingen over de verborgen breuktrede te graven. Vulkanische aardbevingen De aardbevingen met de meeste schade ontstaan door plotselinge verschuivingen langs een breuk, de tektonische aardbevingen. Een voorbeeld van een aardbeving die minder schade veroorzaakt is de vulkanische aardbeving. Deze hoeft niet aan de rand van de tektonische plaat voor te komen. Veel Griekse filosofen dachten vroeger al, dat aardbevingen met vulkanisme te maken hadden. Een vulkanische aardbeving is letterlijk gezegd een aardbeving die in combinatie met vulkanisme voorkomt. Het is de eenvoudigste aardbeving om te bestuderen, misschien werden vulkanen daarom vroeger wel als de oorzaak van aardbevingen beschouwt. Door het vele bestuderen van geleerden hebben ze een beeld gekregen van het proces. Als de gesmolten lava, het magma, uit het binnenste van de aarde opstijgt, wordt de druk en de Pagina 12 van 21

13 temperatuur in de diepere aardlagen groter. Dan sijpelt het door in spleten en scheuren, waardoor het gesteente uitzet. Uiteindelijk zet ook de berg uit. De druk van de lava die naar buiten wil, veroorzaakt de reeks aardbevingen die voor de uitbarsting plaatsvinden. Hoe dichter het magma bij de oppervlakte komt, hoe kleiner de diepte is van de epicentra. Ook liggen ze dichter om de berg heen. De kracht van de uitbarsting zelf veroorzaakt soms een zware aardbeving. Als het magma zich na de uitbarsting weer terugtrekt, komen de diepere aardlagen weer tot rust en krimpen ze weer in. Hierdoor stijgt de druk weer en kunnen er nieuwe schokken ontstaan waarvan de epicentra steeds dieper komen te liggen en in kracht afnemen. Dit gaat door totdat de vulkaan slaapt, en het proces voltooid is. Het kan ook andersom voorkomen, aardbevingen die vulkaanuitbarstingen veroorzaken. Dit gebeurde op 29 november 1975 toen er onder de kust van Hawaii een scheur ontstond, 50 kilometer ten zuiden van Hilo. Een uur na de schok barste de Kilauea op het zuidoostelijk deel van het eiland uit. Langs de krater ontstonden grote scheuren en spleten waaruit lava stroomde. Het gesmolten gesteente van de Kilauea was oververhit geworden door de gloeiende gassen. Het had op de schokken gereageerd en hete stoom uitgestoten in een uitbarsting die 18 uur duurde. Diepe lavarivieren stroomden met een snelheid van 50 kilometer per uur langs hellingen naar de zee. De uitbarsting was zeer spectaculair, maar hij richtte minder schade aan dan de aardbeving. Diepe aardbevingen Diepe aardbevingen hebben haarden die diep onder het aardoppervlak liggen. Sinds 1964 zijn er ruim aardbevingen gemeten met een diepte van meer dan 70 kilometer. Deze diepe aardbevingen zijn over het algemeen aan het aardoppervlak zwakker dan ondiepe aardbevingen. Maar soms kunnen ze ook verwoestend zijn. Een voorbeeld is de aardbeving op 4 maart 1977 onder de Karpaten die in Boekarest voor veel schade zorgde, ook al was de haarddiepte 90 kilometer. De diepst gelegen aardbevingen hebben een haard op ongeveer 680 kilometer diepte. Omdat de diepste aardbevingen optreden op plaatsen waar de gesteenten onder hoge druk en temperatuur staan (2000 C) kunnen ze ook het gedrag van andere materialen verklaren onder extreme omstandigheden. De mensen zijn het er nog steeds niet over eens hoe het mechanisme van zeer diepe aardbevingen werkt. Wel is men het erover eens dat de verklaring voor ondiepe aardbevingen niet is toe te passen op diepe aardbevingen. Vanaf het begin zijn aardbevingen met een diepe haard een raadsel geweest. Seismologen hadden nogal wat tijd nodig om deze soort te verklaren. In 1922 ontdekten ze dat de voortplantingstijden afweken van aardbevingen over de hele wereld. Vooral de Japanse aardbevingen. Bij sommige aardbevingen arriveerden de seismische golven later bij de waarnemingsstations dan normaal, en bij andere aardbevingen juist weer eerder. De professor H.H Turner stelde toen een typische haarddiepte van 200 kilometer voor. Dit idee trok weer de aandacht van een andere seismoloog, Sir Harold Jeffreys. Hij zei dat het gesteente door de hitte en druk op diepten onder de 50 kilometer zacht zou zijn en niet langer in een brosse vorm. Daardoor zou het bij toenemende vervorming eerder gaan vloeien dan breken. Het idee van Turner werd getest, door nauwkeurig onderzoek van seismogrammen van oppervlaktegolven van de diepe aardbevingen. Volgens de theorie kan een trilling van een bepaalde vorm niet worden opgewekt als het systeem verstoord raakt op een plaats waar die golfvorm geen beweging heeft. Dat de beweging bij oppervlaktegolven beperkt blijft tot de oppervlaktelagen houdt dus in dat ze niet door diepliggende haarden kunnen worden opgewekt. Pagina 13 van 21

14 Seismologen zochten naar steeds meer aanwijzingen voor verschillen tussen ondiepe en diepe aardbevingen. Een verschil was dat diepe aardbevingen vrijwel weinig naschokken hebben. Een voorbeeld is de aardbeving op 650 kilometer onder Columbia in 1970 die geen naschokken had. Na zware ondiepe aardbevingen volgen de haarden van de naschokken meestal het spoor van het breukvlak dat is verschoven. Als er bij diepe aardbevingen wel naschokken optreden dan liggen die willekeurig om de oorspronkelijke haard verspreid. Deze verschillen verklaren dat de oorzaak van diepe aardbevingen misschien wel een plotselinge verandering in het volume van de gesteenten zou kunnen zijn. Die is het gevolg van een verandering in fase van de samenstellende mineralen, zoals bij water dat in volume toeneemt bij de verandering naar ijs. Door het plotselinge uitzetten van de gesteenten zouden er seismische golven ontstaan. Er zou dan een implosie of explosie van golfenergie moeten zijn. Dat moet dan volgens seismografen een drukgolf of een rekgolf zijn. Een vast patroon van deze golven wordt echter nooit gevonden, het zijn vaak druk- en rekgolven samen. Tegenwoordig zijn er voor diepe aardbevingen twee mechanismen voorgesteld. Het eerste zegt dat water de brosheid en plasticiteit van het gesteente bij hoge temperaturen en druk, op niet te grote diepten beïnvloed. Het tweede zegt dat een mineraalfase plotseling kan veranderen in een nieuwe vorm. Men hoopt hiermee de oorzaken van diepe aardbevingen eindelijk op te lossen door vele onderzoeken in laboratoriums. Tsunami's Als er op zee een beving plaatsvindt, de zeebeving, kunnen er zeer grote en energierijke golven ontstaan in het water, de vloedgolven. Omdat de getijden niks met deze golven te maken hebben, noemen we ze tsunami's wat havengolf betekent. Gewoonlijk ontstaan tsunami's bij zeebevingen van een magnitude van acht of hoger, maar ze ontstaan ook bij onderzeese landverschuivingen en vulkanische explosies. Gedurende de op- en neerwaartse beweging van de zeebodem bij een zeebeving wordt al het water dat er recht boven zit in de beweging meegenomen. Zo ontstaat er een zeer lange en lage golf op het water. De voortplantingssnelheid is hoog. Tsunami's zijn dan ook geen gewone golven op het water. Midden op de oceaan met een diepte van vijf kilometer is de snelheid 750 kilometer per uur, de golfhoogte is slechts 0.6 tot 2 meter en de golflengte is ongeveer 150 kilometer. Als de golf de kust nadert nemen de diepte van de zee en de golfsnelheid af, maar de golfhoogte neemt toe tot zo'n 15 tot 30 meter. Als een baai de vorm heeft van een trechter en een flauw hellende bodem kunnen tsumani's angstaanjagende hoogtes bereiken. De hoogste tot nu toe was 85 meter in 1971 op de Ryukyu Eilanden ten zuiden van Japan. Hoewel de snelheid van een tsunami sterk vermindert bij de kust, kan de snelheid nog erg hoog zijn. Door de lange golflengte trekt een tsunami zich niet zo snel terug als een gewone golf. Het water stijgt vijf à tien minuten, waardoor de enorme overstromingen veroorzaakt worden voordat het zich langzaam terugtrekt. Tegenwoordig kunnen mensen gewaarschuwd worden voor tsunami's. Door het zogenaamde waarschuwingssysteem, wat in 1946 is opgezet, worden we gewaarschuwd. Het zenuwcentrum is in Honoloeloe met computers, telexen en communicatiesatellieten, die 24 uur per dag de wacht houdt. Als een tsunami dreigt, worden de snelheid en de richting berekend en wordt de kustbewaking ingesteld. Het aantal slachtoffers is enorm gedaald maar de schade blijft. Pagina 14 van 21

15 Kunstmatige aardbevingen Kunstmatige aardbevingen zijn aardbevingen die door de mens veroorzaakt worden. Verschillende voorbeelden van kunstmatige aardbevingen zijn aardbevingen die worden veroorzaakt door dammen en ondergrondse kernproeven. De eerste aardbeving door een dam vond plaats in 1935, toen de Hooverdam in de rivier de Colorado klaarkwam. Er waren waarschijnlijk al lichte bevingen in dit gebied geweest maar toen de hoeveelheid water achter de dam toenam werden de bevingen sterker. Ze hadden de kracht van 5. Toen andere landen grote stuwdammen begonnen te bouwen kwamen er opnieuw aardbevingen. Een voorbeeld is Zambia waar een 140 meter hoge dam werd gebouwd achter het Karibameer,en in de vijf jaar waarin het volliep vonden er meer dan 2000 schokken plaats. De ernstigste aardbeving die door een dam werd veroorzaakt was in 1967 bij de Indiase stad Koyna. Toen er een dam in 1962 klaar was en het stuwmeer vol begon te lopen, begonnen de aardbevingen. Ze kwamen elk jaar na de regentijd voor, en op 11 december bereikte de aardbeving de kracht van 6,5. Lang begrepen seismologen niet hoe deze aardbevingen ontstonden. Ze kwamen er pas achter in het midden van de jaren zestig in een wapenfabriek van het Amerikaanse leger bij Denver in Colorado. Hier werden chemische wapens gemaakt, waarbij grote hoeveelheden giftig afval over bleef. Om het afval kwijt te raken werd een put geboord van 15 centimeter doorsnee, en meer dan 3 kilometer diep. In maart 1962 begon het leger het afvalwater onder druk in deze put te pompen met een hoog tempo. Een maand erna begonnen de kleine schokken, hoewel er in Denver in geen 80 jaar geen beving was geweest. Toen ze eenmaal ophielden met pompen stopten de aardbevingen, en begonnen ze weer te pompen, dan begonnen de aardbevingen ook weer. Na een tijdje was de verklaring gevonden. Onder het gebied rond Denver lopen een aantal oude breuklijnen die al heel lang niet meer actief zijn maar nog wel onder spanning staan. Toen er onder druk vloeistof in de put werd gepompt, drong deze tussen de breuklijnen en zorgden ervoor dat de gesteentelagen langs elkaar begonnen te glijden en zorgden voor bevingen. De onderzoekers hebben hun verklaring natuurlijk vele malen getest, voordat ze er zeker van waren. Aardbevingen veroorzaakt door kernproeven zijn ontstaan aan het einde van de Tweede Wereldoorlog en hebben voor veel problemen in het milieu gezorgd. Dat komt doordat kernexplosies radioactieve produkten leveren die levende organismen kunnen schaden. Wanneer een kernwapen ondergronds tot ontploffing wordt gebracht wordt het gesteente erboven verbrijzeld zodat er vaak door verzakking een krater ontstaat. De kernexplosie zorgt ervoor dat het omringende gesteente smelt en verdampt. Seismische drukgolven planten zich naar buiten toe voort waarbij ze het gesteente aan het oppervlak opheffen en dan breken. Binnen een aantal minuten of uren daalt de gasdruk in de holte en valt het verbrijzelde gesteente boven het bolvormige gat als een lawine naar beneden. Daardoor ontstaat er een cilindervormige pijp die omhoog loopt naar het oppervlak. Als de kernproef licht is in verhouding tot de diepte, bereikt de pijp waarschijnlijk nooit het oppervlak. Maar als hij zwaar genoeg is en als de bovenste lagen te zwak zijn om hun eigen gewicht te dragen, blijft het gebroken gesteente tot aan het oppervlak instorten. Aan het oppervlak vormt zich dan een krater die er van boven uitziet als een kom met barsten en omgekrulde randen. Uiteindelijk verbreiden elastische golven zich in allerlei richtingen door de aarde en heeft er een nucleaire aardbeving plaatsgevonden. Gevolgen op mensen en dieren Pagina 15 van 21