Werkstuk Anw Het inwendige van de aarde

Het inwendige van de aarde

Wegener: de man achter de continentverschuiving

De oudste uitspraak over de structuur van het inwendige van de aarde is, voor zover bekend, de mening van Plato. Volgens Plato bestaat de aarde uit een gloeiend-vloeibare substantie, omgeven door een dunne gestolde korst; op verschillende zwakke plaatsen wordt de korst doorbroken en treedt de inwendige materie door de vulkanen als magma naar buiten. De seismologie heeft geleerd dat de aarde voor het grootste gedeelte vast is (ondanks het voorkomen van een zekere mate van beweeglijkheid). De trillingen die bij de aardbevingen worden uitgezonden, en die de gehele aardbol kunnen doorstralen, hebben het bewijs geleverd dat de aarde is opgebouwd uit een aantal concentrische schillen, en daarom kan worden vergeleken met een steenvrucht. Men kan spreken van de aardkorst als de dunne opperhuid die de aarde omgeeft, van de aardmantel die verreweg het grootste gedeelte uitmaakt, en van de aardkern als het centrale deel.

De aardkorst (0,5% van totale aardmassa; 0-50 km)

De aardkorst is een schil van betrekkelijk lichte gesteenten. De continentale korst (0,4% van totale aardmassa) is 30 tot 50 km dik en bestaat in het algemeen uit een laag van gesteenten die wat de seismische snelheid betreft veel lijken op graniet. Omdat in deze gesteenten veel silicium en aluminium voorkomen, wordt dit materiaal ook wel aangeduid met de naam sial. Onder de eerste laag bevindt zich soms een tweede, waarvan de seismische snelheid doet denken aan een zwaarder gesteente zoals basalt en gabbro. Vanwege de daarin aanwezige silicium- en magnesiummineralen wordt dit de sima-laag genoemd. Afwijkingen van deze standaardkorst vindt men onder gebergten, waar een gebergtewortel aanwezig kan zijn, zodat de totale aardkorst daar een dikte kan hebben van 60 kilometer.

De oceanische korst (0,1% van totale aardmassa)is veel dunner; onder een sedimentlaag van ca. 1 km dikte bevindt zich ongeveer 5 km basalt. Een verdikte oceaanbodem wordt geconstateerd onder vulkanische eilanden, zoals Hawaï. De aardkorst is hier doorgebogen onder het gewicht van de uitgestroomde vulkanische massa die dit eiland en andere van dezelfde soort gevormd heeft, en de onderkant van de aardkorst ligt daar op abnormaal grote diepte. De structuur van de aardkorst is zodanig dat deze als geheel in drijvend evenwicht verkeert ten opzichte van het daaronder liggende gesteente (isostasie).
De samenstelling van de aardkorst

In de samenstelling van de aardkorst blijken de chemische elementen zuurstof, silicium, aluminium en ijzer samen 87,4% van het gewicht en 94,0% van het volume in te nemen. De overige elementen zijn in het algemeen slechts in zeer geringe hoeveelheden aanwezig; slechts op plaatsen waar de omstandigheden gunstig waren voor de concentratie van bepaalde mineralen vormen zich opeenhopingen hiervan. Nauwkeurige berekeningen omtrent de geochemische samenstelling van de aardkorst bestaan slechts voor de bovenste lagen tot ca. 16 km diepte (naar de Amerikaanse geochemicus F.W. Clarke ook ‘clarkegetallen’ genoemd).

De structuur van de aardkorst

De structuur van de aardkorst wordt tegenwoordig onderzocht door middel van zware explosies en door diepteboringen. Bij de explosies ontstaan trillingen die langs de verschillende discontinuïteitsvlakken in de aardkorst lopen en dan worden opgevangen in geofoons (seismografen geschikt voor het registreren van zulke trillingen). Voor het onderzoek van de oceaanbodem gebruikt men hydrofoons, die door middel van boeien op het water drijven.

De meest gevorderde boringen naar aardolie e.d. bereiken een diepte van ca. 1, 5 km. In 1962 hadden de Amerikanen het plan om in de oceaanbodem een put te boren tot op de Moho. Om budgettaire redenen is dit plan nooit uitgevoerd. In 1970 werd op het Kola-schiereiland door de Russen begonnen met het boren van en put tot ca. 15 km diepte. Deze boring was in 1995 tot 12,6 km diepte gevorderd, waarbij een temperatuur van 230 ° C werd gemeten.

De temperatuur

De temperatuur in de aardkorst is zeer onzeker. In de aardkorst vindt men een geothermische gradiënt van gemiddeld 3º C per 100 meter diepte. Als dit tot grote diepte zo doorgaat, zou de temperatuur in de aardmantel meer dan 1000º C bedragen. Veronderstelt men dat de buitenkern bestaat uit vloeibaar ijzer, dan zou in verband met de daar heersende druk van miljoenen atmosferen, de temperatuur ongeveer 4000º C moeten zijn. In het figuur hieronder wordt iets anders verondersteld. Het is de wetenschap tot nu toe nog niet gelukt de beweringen kracht te geven met harde bewijzen. Daarom is dit figuur maar een veronderstelling.
Door de hoge temperatuur is de vastheid van de aardmantel een relatief begrip; zij geldt wel voor kort-periodieke krachten zoals deze optreden bij de voortplanting van aardbevingstrillingen, maar voor langdurige krachten is dit gedrag te viskeus. Dit wil zeggen dat zeer langzaam stromende bewegingen van het mantelgesteente mogelijk en zelfs waarschijnlijk zijn.

Aardmantel (64% van de totale aardmassa; 50-2900 km)

Het grensvlak tussen de aardkorst en de aardmantel wordt de discontinuïteit van Mohorovicic of afgekort Moho genoemd. De seismische snelheden die onder de Moho worden gevonden, passen goed bij het dieptegesteente periodiet, dat grotendeels uit olivijn (Mg-Fe-silicaat) bestaat, dit is een zwaar mineraal dat veel in basaltuitvloeiingen wordt aangetroffen. De ca. 100 km dikke buitenste schil van de aardmantel vormt samen met de daarop liggende aardkorst de harde lithosfeer of steenschaal. Hierin komt een grote verscheidenheid van gesteenten en mineralen voor, maar met toenemende diepte wordt de homogeniteit van de gesteenten steeds groter.
Onder de lithosfeer bevindt zich de asthenosfeer, tussen ongeveer 100 en 200 km diepte onder de oceanen, en tussen ongeveer 100 en 500 km diepte onder de vastelanden. De asthenosfeer is een laag die door de hoge temperatuur minder hard is dan de lithosfeer, en waarin gemakkelijker plastische bewegingen kunnen plaatshebben. Men meent dat bij bewegingen van de aardkorst de lithosfeerschollen over de asthenosfeer kunnen glijden (zie voorts continentverschuiving, schollentektoniek).

De mantel bestaat uit twee delen: de buitenmantel en de binnenmantel. De buitenmantel beslaat 10% van de totale aardmassa. De binnenmantel beslaat 52% van de totale aardmassa.

Temperatuur

De temperatuur in de mantel is zeer onzeker. Als de geothermische gradiënt tot grote diepte gelijk blijft zou de temperatuur in de aardmantel veel meer dan 1000 ° C bedragen. Waarschijnlijk is de temperatuurgradiënt in de aardmantel veel kleiner dan in de aardkorst, zodat bij de grens tussen de mantel en de kern de temperatuur niet ver boven 2000 ° C ligt. Dank zij de hoge druk smelt het gesteente van de aardmantel niet. Door de hoge temperatuur is de vastheid van de aardmantel een relatief begrip; zij geldt wel voor kort-periodieke krachten zoals deze optreden bij de voortplanting van aardbevingstrillingen, maar voor langdurige krachten is dit gedrag viskeus. Dit wil zeggen dat zeer langzaam stromende bewegingen van het mantelgesteente mogelijk en zelfs waarschijnlijk zijn.

Aardkern (35,5% van de totale aardmassa; 2900-6350 km)

Zeer abrupt is op een diepte van ca. 2900 km de overgang van de aardmantel naar de aardkern; deze heeft een complexe structuur die het noodzakelijk maakt een verdeling in een buitenkern en een binnenkern in te voeren. De buitenkern is een schil van ca. 2000 km dikte; de centrale binnenkern heeft een straal van ca. 1300 km. De inhoud van de binnenkern is 1010 km3, van de buitenkern 1,5 × 1011 km3. Terwijl de buitenkern uit een vloeistof bestaat, is de binnenkern vast. De aard van de stoffen in de aardkern is zeer onzeker. De dichtheid van de kernvloeistof is zo groot dat men algemeen denkt aan vloeibaar ijzer of nikkelijzer, eventueel vermengd met een klein gehalte aan silicaten. De temperatuur moet ca. 4000 ° C bedragen. De massa van de aardkern is 1,7 × 1021 ton, dat is 28,4% van de totale massa van de aarde.
Het is dus nog wachten op bewijzen, die kan laten zien, hoe de aarde er van binnen uitziet. Dit kan wel eens van belang zijn voor het voorspellen van aardbevingen en vulkanen. Maar ook dit kan betwijfeld worden. Het is te hopen, dat men er iets op vindt.

Platentektoniek

De theorie van de continentverschuivingen
Vele volken hebben eeuwen lang de gedachte, dat aardbevingen en vulkaanuitbarstingen veroorzaakt werden door een god, die ontevreden was. Deze theorieën zijn allang achterhaald. We weten nu, dat aardbevingen en vulkanen door heel andere oorzaken ontstaan. Wetenschappers vermoeden, dat de belangrijkste oorzaak van de aardbevingen en vulkaanuitbarstingen onder het aardoppervlak ligt. Ze bekijken tegenwoordig de verschuivingen van de continenten en maken hiermee voorspellingen voor in de toekomst.

De beweging van de continenten werd reeds in 1620 verondersteld door Sir Francis Bacon en in 1668 door P. Placet; in de periode 1858–1861 werd zij beter gedocumenteerd door Antonio Snider. Deze merkte reeds op, dat de continenten in elkaar pasten. Hij meende, dat het te nauwkeurig was, om zuiver toeval te zijn. De vrijwel onmogelijk lijkende opvattingen kregen destijds nauwelijks aandacht. Ook de publicaties van de Amerikaan F.B. Taylor in 1908 en 1910 werden genegeerd. Taylor stelde vast, dat de geologische formaties, de gesteenten, de fossielen en de levende planten en dieren op overeenkomstige breedtegraden, maar op tegenover elkaar liggende vastelanden, grote overeenkomsten. Hij veronderstelde, dat dit een gevolg moest zijn van een vroegere verbinding tussen de beide kusten. Zijn publicaties werden voornamelijk genegeerd, wegens zijn onaanvaardbare verklaring op basis van de aantrekkingskracht van de maan.

Meer aandacht kreeg de theorie van de Duitse meteoroloog Alfred Lothar Wegener die onafhankelijk van zijn voorgangers getroffen werd door de gelijkvormigheid van de kustlijnen van het zuidelijk deel van de Atlantische Oceaan. Wegener kwam na grondige studie op het idee, dat de verbinding tussen de continenten niet een landbrug, zoals Taylor veronderstelde, maar een directe aangrenzing, vormden. Hij schiep de hypothese van het uiteendrijven van continentale schollen op een onderliggend sub-stratus, vergelijkbaar met door wind voortgestuwde ijsschollen in zee. Wegener dacht, dat in het Perm (280-225 miljoen jaar geleden) de continenten allemaal tegen elkaar aan zaten. Dit wordt ook wel het oercontinent “Pangaea” genoemd. Verder stelde hij, dat Zuid-Amerika en Afrika uiteengedreven zijn, vnl. sinds het Onder-Krijt. Ook zouden het Indische Schiereiland en Australië zich hebben losgemaakt van het veronderstelde zuidelijke Gondwana. Tussen Gondwana en de noordelijke tegenhanger Laurasia versmalde de oermiddelzee Tethys zich geleidelijk door wat Wegener ‘poolvlucht’ noemde. In westelijk Zuid-Amerika zou door westwaartse drift het Andesgebergte als boeggolf zijn opgestuwd. Zijn voordrachten in 1911 en de eerste publicaties in 1912 ontmoetten aanvankelijk overwegend afwijzing. Zijn thans klassiek geworden Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (1915) werd weldra onderwerp van hevige en vrij langdurige strijd. Na verschijning van de verhandelingen van het overwegend afwijzend symposium Theory of continental drift (1928, American Association of Petroleum Geologists), bleef Wegeners idee enige decennia in diskrediet, ondanks nieuwe aanwijzingen van geologische, klimatologische, paleontologische en biologische aard die door verschillende onderzoekers ten gunste van de theorie werden gevonden.
Over Alfred Wegener heb ik nog een apart levensverhaal opgesteld. Dit is onder de ‘schollentektoniek’ te vinden.

Drie hoofdfactoren van geofysische aard veroorzaakten de omslag in de beoordeling:
a. het paleomagnetisme, de in sommige gesteenten nog aantoonbare richting van het aardmagnetisch veld tijdens het ontstaan van het gesteente, bewees (sinds ca. 1960) de veranderde posities van de magnetische polen in de geologische geschiedenis; de waarnemingen in verschillende continenten leverden gelijkvormige, maar ver uiteenliggende poolbanen op, die pas in het Kwartair samenvallen; het niet samenvallen van de poolbanen kan verklaard worden door een opgetreden verschuiving van de continenten;
b. diverse typen oceanisch bodemonderzoek leerden de middenoceanische ruggen en het magnetische anomalieënpatroon van de oceaanbodem kennen;
c. het seismisch onderzoek van het inwendige van de aarde toonde bij ca. 50 tot 200 km diepte de asthenosfeer aan, een laag waarin plastische bewegingen kunnen plaatshebben.

In combinatie met de reeds uit de jaren dertig stammende convectiestromenhypothese en de kennis van de diepere aardbevingen ontstond hieruit geleidelijk de thans geldende vorm van de continentverschuivingstheorie. De verspreiding van planten en dieren over de wereld blijkt extra aanwijzingen voor de theorie van de continentverschuiving te geven.Zo komen er in Zuid-Amerika bijvoorbeeld planten voor die verwanten hebben in Afrika. En de vondst in Antarctica in 1998 van een fossiele dinosauriër, Hadrasaurus, ondersteunt de theorie dat Antarctica en Zuid-Amerika in het tijdperk van de Dinosauriërs met elkaar verbonden waren

In 1937 kwam A.L. du Toit met een nieuwe visie: Er is niet één oercontinent geweest, maar er waren er twee, namelijk Gondwana en Laurasia. Gondwana wordt ook wel gezien als een groot continent, dat –nadat Pangaea uiteenbrak- ontstond. Volgens wetenschappers zijn hier later de zuidelijke continenten (gedeelten van Zuid-Amerika, geheel Voor-Indië, zuidelijk Afrika, westelijk Australië en een groot deel van Antarctica) uit ontstaan. Men vermoedt, dat Gondwana ongeveer 195 miljoen jaar geleidelijk uiteen viel. Het andere stuk van Pangaea wordt ook wel Laurasia (= het oercontinent van het noordelijk halfrond dat bij de continentverschuiving uiteengevallen is in de vastelanden van Noord-Amerika en Groenland, Europa en Azië) genoemd. Tussen de delen van Gondwana en Laurasia versmalde de oermiddelzee Tethys zich geleidelijk (Tethys was volgens de Griekse mythologie, de dochter van Uranus, heerser over het heelal). In westelijk Zuid-Amerika zou door westwaartse drift het Andesgebergte als boeggolf zijn opgestuwd. Du Toit is ook de man, die het bestaan van convectiestromen aantoonde.
Wegener bleek na jaren toch gelijk te krijgen. Geleidelijk stapelden zich de bewijzen op, dat hij gelijk had; zo al niet in detail. Het internationale geofysische onderzoek van de jaren 1957-1958 gaf zijn theorie krachtig steun. Niet allen qua vorm passen Zuid-Amerika en Afrika als een legpuzzel ineen, maar ook de flora en fauna vertonen verbluffende overeenkomsten, evenals gebergtevorming en geologische lagen. Taylor was eerder ook al tot deze veronderstelling gekomen. Ook op de Zuidpool zijn bewijzen gevonden van een varen, die op het oude Gondwana heeft moeten bestaan. Fossielen hiervan zijn namelijk dichtbij de steenkoollagen op de Zuidpool gevonden. Deze fossielen zijn ook gevonden in Zuid-Amerika, Afrika, India, Australië en Nieuw-Zeeland. Allemaal bewijzen, die de theorie van het bestaan van een oercontinent als Gondwana versterken.

Samenvattend kun je zeggen dat de theorie van de continentverschuivingen een fundamentele hoeksteen voor het begrip der ontwikkeling van het aardoppervlak, zeker sinds het late Paleozoïcum. Wegeners geniale conceptie, gebaseerd op overwegingen van isostasie, klimaatgordels en paleontologie, verloste het geologische denken van de waanbeelden der verzonken landbruggen en luidde het nieuwe vruchtbare tijdperk in der dynamische geotektoniek.

Sinds ca. 1967 wordt de continentverschuiving verklaard volgens het mechanisme van de schollentektoniek: de continenten zouden als op een transportband worden meegevoerd op grote starre schollen lithosfeer, die onderling bewegend, drijven op de plastisch vervormbare asthenosfeer. Op plaatsen waar de lithosfeer uiteenwijkt dringt de asthenosfeer naar buiten, koelt af en verstart tot oceanische lithosfeer. Combinatie van alle gegevens leert dat de vastelanden aan het einde van het Perm (ca. 245 miljoen jaar geleden) één geheel of althans één samenhangende verzameling schollen vormden, het oercontinent Pangaea (pangea). Tijdens het Trias maakten de noordelijke continenten Laurasia zich los van de zuidelijke Gondwana, terwijl Gondwana opsplitste in een Antarctisch-Australisch-India blok en een Zuid-Amerikaans-Afrikaans blok. In dezelfde tijd begon zich een zee te vormen tussen de Gondwanacontinenten. Tijdens de Jura ging de Centrale Atlantische Oceaan al voor een deel open. De zuidelijke continenten braken later uiteen, wat zou leiden tot een scheiding tussen Afrika en Zuid-Amerika en de opening van de zuidelijk Atlantische Oceaan. Aan het einde van het Krijt (66 miljoen jaar geleden) was de Zuid-Atlantische Oceaan al voor de helft gevormd, terwijl de scheiding van Antarctica en Australië pas 55 miljoen jaar geleden begon. Tijdens het Tertiair werden de Atlantische Oceaan en de Indische Oceaan volledig gevormd en gingen de daaraan grenzende continenten steeds verder uit elkaar. India verschoof van het zuidelijk naar het noordelijk halfrond en vormde bij zijn botsing met Azië het Himalayagebergte. De snelheden van de continentverschuiving bedroegen enkele centimeters per jaar; de grootste snelheid had India tijdens het vroege Tertiair (tot 18 cm per jaar). Waarschijnlijk bewegen de vastelanden zich ook nu nog ten opzichte van elkaar, ongeveer als tijdens het laat-Tertiair; dit blijkt uit de ligging van de aardbevingsgordels.

De theorie van de platentektoniek (schollentektoniek)

De schollentektoniek is de theorie die de grote geologische en geofysische verschijnselen verklaart uit de onderlinge bewegingen van een aantal vaste platen of schollen van de aardkorst. Dit zijn stukken van de lithosfeer (de buitenste laag van de aardbol, met een dikte van ongeveer 100 km) die worden begrensd door de oceanische riftzones of slenken en door de aardbevingsgordels. De lithosfeer-platen zijn over het algemeen stijf en sterk; hierdoor gaan de krachten helemaal door de platen heen, zonder dat er knikken in ontstaan; de relatieve beweging tussen platen wordt voornamelijk gerealiseerd langs de plaatgrenzen, die zelf tamelijk breed kunnen zijn. Bij deze plaatgrenzen wordt de geologische structuur door tegengestelde krachten tussen de platen beïnvloed en hier vinden de meest omvangrijke en verregaande geologische veranderingen plaats.

De randen van de platen zijn duidelijk zones met hoge seismiciteit. Bijvoorbeeld in Californië is het goed te zien, op computeranimaties en kaarten althans, dat de epicentra samenvallen met langgerekte actieve breuken zoals de wereldberoemde San-Andreasbreuk. Tussen de door de grote afgebakende gebieden liggen echter veel minder epicentra. De grote breuken zijn zwaktezones in de korst waarlangs de onderlinge plaatbewegingen optreden. De verschuiving langs de San-Andreasbreuk verloopt met een snelheid van ongeveer 5 cm per jaar. Dit lijkt weinig, maar als je dit over miljoenen jaren bekijkt, is het toch wel veel.

De theorie van de platentektoniek berust op vier uitgangspunten:
1) Nieuw plaatmateriaal ontstaat door spreiding van de oceaanbodem; nieuwe oceanische lithosfeer ontstaat langs actieve middenoceanische ruggen.
2) De nieuwe oceanische lithosfeer is onderdeel van een bewegende plaat; deze plaat kan, maar hoeft geen continentaal materiaal te omvatten.
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.

De huidige plaatstructuur is niet blijvend. Hij ondervindt constante, geleidelijke verandering. Bij divergerende grenzen, midden in de oceanen bewegen de platen uiteen. Bij ruggen langs de middenoceanische plaatgrenzen welt voortdurend lava op. Daardoor wordt nieuw plaatmateriaal, dat uit de asthenosfeer afkomstig is, toegevoegd aan de lithosfeer. Dit nieuwe, naar boven gekomen gesteente beweegt zich vervolgens als nieuwe zeebodem langzaam van elke kant van de rug vandaan. Op deze manier spreiden de platen zich en bewegen ze zich als brede lopende banden van elkaar weg met een over het algemeen uniforme snelheid. De platen koelen af en worden ouder naarmate ze verder van de ruggen verwijderd raken. Daarom worden de middenoceanische ruggen spreidingszones genoemd. De ruggen vormen nergens ononderbroken strakke lijnen; ze worden juist telkens door horizontale verplaatsingen onderbroken. Deze verplaatsingen worden door horizontale verschuiving tussen twee delen van de korst teweeggebracht; samen met de spreidingsruggen vormen ze de plaatgrenzen. Aan beide uiteinden van zo’n verschuiving komt langs de rug nieuwe oceaanbodem te voorschijn waardoor de tektonische platen aan beide kanten van de verschoven rug uit elkaar bewegen. Bij de verschuiving bewegen de randen van de platen in tegengestelde richtingen langs elkaar heen. Omdat de verschuiving door het oprijzen van nieuwe oceanische bodem ‘getransformeerd’ raakt, heten deze verschuivingen ‘transform-breuken’, en ze vormen de oorsprong van veel aardbevingen. De vorming van transform-breuken vindt plaats omdat de ruggen worden verschoven; de oorzaak van elke afzonderlijke verschuiving is onduidelijk.
Volgens de theorie van de platentektoniek is het graf van een plaat een diepzeetrog die voor een zich voortbewegend continent of eilandboog ligt. Op deze plaatsen, subductiezones genoemd, duiken de gesteentelagen van het oppervlak het inwendige van de Aarde in. Op grotere diepten heersen hogere temperatuur en druk en de wegzinkende lithosfeer wordt geleidelijk omgezet tot het met gesteenten van het diepere inwendige vermengd raakt en er chemisch wordt geabsorbeerd. De naar beneden bewegende plaat kan de asthenosfeer tot op een diepte van ongeveer 700 km binnendringen, maar vaker wordt hij al op veel geringere diepte geabsorbeerd. De subductiezones worden ook gekenmerkt door de grote hoeveelheid vulkanen in de zones.

De meeste convergerende grenzen, waar platen naar elkaar toe bewegen, zijn subductiezones langs diepzeetroggen. In enkele gevallen echter, kunnen de continentale randen van platen frontaal op elkaar botsen. (zie figuur hieronder) De daaruit voortvloeiende samendrukking en plooiing van het land vormt enorme bergketens zoals de Himalaya, het Zagros-gebied in Zuidwest-Iran en Noordoost-Irak en de Alpiene gordel van de Middellandse zee (van Turkije tot Spanje). Deze botsingen gaan gepaard met een constante aardbevingsactiviteit.

Bij passieve plaatgrenzen ontstaat noch verdwijnt er lithosfeer, maar bewegen de platen zijdelings langs elkaar heen. Deze plaatnaden fungeren vaak als transform-breuken zoals de San-Andreasbreuk (die een lang, verschuivend verzet vormt tussen twee spreidende ruggen). De aangrenzende platen bewegen ten opzichte van elkaar met een snelheid die wel 15 cm per jaar kan bedragen.
De lithosfeer-platen bestaan zowel uit oceanisch als continentaal gesteente, maar meestal wordt alleen het oceanisch deel van elke plaat nieuw gevormd of tenietgedaan.

Bij subductiezones waar continentaal en oceanisch gesteente elkaar treft, duikt de oceanische plaat onder (en verdwijnt daarbij). Met andere woorden, de continenten zijn vlotten van lichter materiaal die aan het oppervlak blijven, terwijl de dichtere oceanische lithosfeer onder hetzij oceanische, hetzij continentale lithosfeer duikt. Na onderzoek is namelijk gebleken, dat de continentale platen zijn gevormd uit een dikke, maar lichte korst van graniet, terwijl de oceanische platen gevormd zijn uit het dunne, maar zware korst van basalt.

Men is het er nog niet over eens of de drijvende kracht van de plaatbewegingen alleen te danken is aan temperatuurverschillen in de aardmantel en daardoor aan opstijgende materiestromingen onder de middenoceanische ruggen, of ook aan het actief omlaag zakken in de aardmantel van de door afkoeling (en daardoor zwaardere) lithosfeer in de subductiezones. Ook is het nog onzeker of de drijvende krachten te danken zijn aan een opstijgende beweging onder de totale lengte van de oceaanruggen die zich door de Atlantische Oceaan, de Indische Oceaan en de Grote Oceaan slingeren, of dat de krachten plaatselijk optreden. De schollentektoniek heeft het mogelijk gemaakt een aantal geofysische, geologische en biologische verschijnselen in onderlinge samenhang te verklaren.

Alfred Lothar Wegener: de man achter de continentverschuiving

Alfred Lothar Wegener werd op 1 november 1880 in Berlijn geboren. Hij stierf op Groenland in november 1930. Hij was een Duits meteoroloog en geofysicus, en hij werd in 1919 hoofd van de afdeling meteorologische dienst van de Deutsche Seewarte en hoogleraar te Hamburg, in 1924 hoogleraar te Graz. Hij nam deel aan vier tochten door Groenland (1906–1908, 1912–1913, 1929, 1930–1931). Hij leverde o.a. belangrijke bijdragen op het gebied van thermodynamica van atmosferische verschijnselen, de studie van wind- en waterhozen en (in samenwerking met W. Köppen) van de klimatologie van het geologisch verleden. Wegener werd algemeen bekend door zijn theorie over continentverschuivingen, wat in het hoofdstuk ‘continentverschuivingen uitgebreid behandeld is. Een van de programmapunten van zijn laatste expeditie naar Groenland was het verrichten van nauwkeurige geografische plaatsbepalingen. Wegener meende namelijk, ten onrechte overigens, dat Groenland zich met grote snelheid van Europa verwijderde en dat het mogelijk moest zijn deze beweging aan te tonen. Bij zijn terugkeer van het station ‘Eismitte’, dat op de Groenlandse ijskap was ingericht en dat hij op zijn 50ste verjaardag verliet, is hij begin november 1930 omgekomen, nadat hij met een slee door het ijs zakte. Wegener was een veelzijdig natuuronderzoeker. Ondanks zijn in de eerste plaats op de astronomie gerichte opleiding liggen zijn wetenschappelijke verdiensten vooral op geofysisch gebied. Hoewel het denkbeeld van continentverschuiving niet nieuw was, heeft Wegener uit de meest uiteenlopende wetenschappen, van geofysica tot paleobiogeografie, zoveel argumenten bijeengebracht dat de theorie met recht met zijn naam verbonden is. Onder kritiek van geofysische kant nam de waardering in de jaren dertig sterk af, tot paleomagnetische gegevens de theorie in de jaren vijftig deden herleven.
Nieuwe opvattingen over oceanische expansie (sea-floor spreading) en schollentektoniek hebben haar na 1960 gewijzigd en uitgebreid, maar zij doen geen afbreuk aan de grote betekenis van het werk van Wegener.
WERK: Thermodynamik der Atmosphäre (1911, 1928); Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (1915, 1929; herdruk. 1980); Die Klimate der geologischen Vorzeit (1924; m. W. Köppen).

Aardbevingen

Het ontstaan van de Seismologie

De wetenschap van aardbevingen, de seismologie, is een jonge wetenschap in vergelijking tot scheikunde, natuurkunde of geologie. Toch is er in slechts honderd jaar opmerkelijke vooruitgang geboekt. Hoewel seismologie pas in de laatste eeuw als afzonderlijke tak van wetenschap is erkend, hebben mensen al duizenden jaren gespeculeerd over de oorzaak van aardbevingen. Bijgeloof maakte plaats voor pogingen deze natuurverschijnselen wetenschappelijk te onderzoeken. In het begin van deze eeuw kwamen onderzoekers tot de huidige opvatting over de directe oorzaak van de heftige bodembewegingen.

Zolang de aarde bestaat, is ze onderhevig aan aardbevingen en de eerste beschrijvingen gaan enkele duizenden jaren terug. In China zijn oude dynastieke en literaire werken, tempelverslagen en andere bronnen uitgekamd, op zoek naar bewijzen van aardbevingen in het verleden. De oudste verslagen dateren uit 1831 voor Christus. Vanaf 780 voor Christus is de rapportage vrij compleet. Deze verslagen zijn zo gedetailleerd dat modern onderzoek hieruit de verspreiding kon achterhalen, en zodoende ook de kracht van de aardbevingen. Chinese geleerden kregen nooit werkelijk zicht op de oorzaken van de rampzalige aardschokken. Toentertijd zocht men de oorsprong van de aardschokken in goddelijke sferen. Deze religieuze verklaring van aardbevingen werd gedurende de hele Oudheid door volken overal in aardbevingsgebieden gedeeld.

Pas in de 20e eeuw werd het fysisch verband tussen verschuivingen en aardbevingen begrepen. Maar de eerste stappen in de richting van een meer fysische verklaring voor de oorsprong van aardbevingen zijn lang geleden door de Oude Grieken gezet. De Grieken hadden vele verklaringen voor de aardbevingen, maar geen van deze eerste Griekse verklaringen bevatten een algemene, rationele theorie over de oorsprong van aardbevingen. De Griekse filosoof Aristoteles was de eerste, die een dergelijke verklaring ontwikkelde. De geschriften van Aristoteles waren van cruciaal belang, omdat hij de verklaring niet zocht in de religie of de astrologie, die zegt dat aardbevingen worden veroorzaakt door kometen. Hij was – zoals veel van zijn tijdgenoten – ervan overtuigd, dat er binnen in de aarde een ‘centraal vuur’ bestond, hoewel de Griekse denkers van mening verschilden over de oorzaak daarvan. De theorie van Aristoteles hield in, dat ondergrondse grotten op dezelfde manier vuur produceerden als onweerswolken bliksem produceerden. Dit vuur zou snel opstijgen en, als het tegengehouden werd, met geweld door het omringend gesteente heen breken, wat trillingen en lawaai zou veroorzaken. Tot de 18e eeuw werd deze theorie – hoewel niet juist – geaccepteerd. Eigenlijk missen alle Griekse verklaringen een theoretisch model over de mechanische krachten die nodig zijn om de energie voor de aardbevingen te leveren. De kracht van de Griekse wetenschap was de nieuwsgierigheid van zijn beoefenaars, die hen aanzette tot het maken van indelingen en beschouwingen.

In de 18e eeuw brak een nieuw tijdperk aan door de enorme invloed van de werken van Sir Isaac Newton (hij is vooral bekend door zijn theorie van de gravitatie) over golven en mechanica. Toch waren er in de 18e eeuw nog steeds veel mensen, die aardbevingen toeschreven aan bovennatuurlijke zaken. In het midden van de achttiende eeuw begonnen geleerden en ingenieurs onder invloed van de mechanica van Newton artikelen uit te brengen, die aardbevingen in verband brachten met golven die zich door gesteenten in de aarde voortplanten. Deze artikelen besteedden veel aandacht aan de geologische gevolgen van aardbevingen, zoals aardverschuivingen, bodembewegingen, zeespiegelveranderingen en schade aan gebouwen.
Belangstellenden begonnen lijsten met aardbevingen uit te geven, zodat er in 1850 een aardbevingslijst voor de hele wereld kwam.

De aardbeving van Lissabon in 1755 is een van de dodelijkste aardbeving in de geschiedenis. Er kwamen alleen al in Portugal 60.000 mensen om. Behalve slachtoffers heeft deze aardbeving ook veel inspiratie gegeven aan een van de moderne ‘vaders van de seismologie’: de Britse ingenieur John Michell. In een geschrift bespreekt Michell aardbevingsbewegingen in termen van de mechanica van Newton, terwijl hij vasthield aan de verkeerde denkbeelden over de oorzaak ervan. Hij meende, dat aardbevingen golven waren, in gang gezet door verschuivende gesteentemassa’s kilometers onder het aardoppervlak. Hij onderscheidde in feite twee soorten aardbevingsbewegingen: - een trillende beweging;
- kort daarop gevolgd door een golvende beweging van het aardoppervlak.
Deze beschrijving ligt dichtbij, wat er werkelijk gebeurt. Michell concludeerde, dat de snelheid van aardbevingsgolven echt gemeten zou kunnen worden uit de aankomsttijden op twee verschillende punten. Na het lezen van ooggetuigenverslagen berekende hij de snelheid van de golven van de aardbeving op 500 m/s. Hiermee was Michell de eerste, die een berekening maakte (ook al was deze niet juist).
Naarmate de Europese kolonisatie zich over de Nieuwe Wereld verspreidde, werd de wereldwijde spreiding van aardbevingen bevestigd en werd het duidelijk dat zulke bodemtrillingen voorkomen op tamelijk ver van elkaar liggende plaatsen en ook ver van vulkanen verwijderd. Waarnemers moeten zich toen gerealiseerd hebben, dat de theorie van Aristoteles niet klopte. Toch bleef de theorie nog langer voortbestaan.

Op 15 december 1857 vond er een aardbeving plaats bij Napels, in Zuid-Italië. Dit bood Robert Mallet de gelegenheid de seismische effecten uitgebreid te bestuderen. Tijdens de drie maanden, waarin hij het getroffen gebied bezocht, legde Mallet de basis van de observationele seismologie in het veld. Zijn werk leverde een belangrijk verslag op, getiteld: The first Principles of Obeservational Seismology. Hij stimuleerde vooral de wisselwerking tussen bouwkunde, geologie en mechanica, die midden vorige eeuw was ontstaan. Hij wilde de aardbevingen uit de mysterieuze sfeer halen, door principes uit natuurkunde en techniek toe te passen bij het zoeken naar de echte geologische oorsprong van aardbevingen. Hier droeg hij niet alleen in grote mate aan bij, maar hij bepaalde met zijn pionierswerk een groot deel van de vaktaal over aardbevingen.
Mallet was een Ierse ingenieur, die bekende was om zijn briljante technische ontwerpen van stations, bruggen en andere grote bouwwerken. Mallet bracht een uitgebreide bibliotheek van boeken, krantenknipsels en tijdschriften over aardbevingen bijeen, en hij stelde een van de eerste moderne catalogi over aardbevingen samen. Deze bevatte meer dan 6800 beschrijvingen van locaties en effecten. Aan de hand van zijn catalogi werden ook enkele van de eerste betrouwbare kaarten gemaakt, die zones met te verwachten aardbevingeneffecten beschreven.

Ook was Mallet de eerste die met kunstmatige aardbevingen werkte. Hij liet ladingen buskruit ondergronds ontploffen en registreerde daarna de golven, door naar het oppervlak van een vat kwik te kijken, dat hij op een bepaalde afstand van de lading gesplaatst had. Met de stopwatch nam hij de tijd op, die verstreek tussen de ontploffing en het verschijnen van rimpels op het kwikoppervlak. Uit deze metingen leidde hij af, dat schokgolven zich door verschillend materiaal met verschillende snelheid voortplanten. Hij berekende, dat de snelheid door zandgrond 280m/s bedroeg en door graniet 600m/s (wat in werkelijkheid een te kleine waarde is). Hij dacht dat aardbevingen een vulkanische oorsprong hadden en vestigde zijn aandacht op de nabijheid van vulkanen in het getroffen gebied. Uit dit idee van een mogelijke ontploffingshaard – waarvan we nu weten dat het niet klopt – leidde Mallet af dat de seismische golven op een punt moeten beginnen, de focus of het hypocentrum. Ook beweerde hij dat seismische golven in gesteente lijken op geluidsgolven, die zich door de lucht voortplanten. Vervolgens concludeerde hij, dat als dit waar was, de eerste beweging van de bodem een vaste richting weg van het beginpunt zou vertonen. Hieruit zou volgen dat voorwerpen die naar beneden vallen of omvallen in de richting van het hypocentrum zullen wijzen of er vanaf, en dat de richting van de scheuren in de gebouwen de voortplantingrichting van het golffront zou aangeven. Door deze richtingen terug te projecteren naar een snijpunt probeerde Mallet de plaats van het hypocentrum te bepalen. We weten nu dat deze methode niet voldoet (want bij aardbevingen ontstaan verschillende soorten golven, en scheuren in gebouwen zijn hoofdzakelijk afhankelijk van het soort constructie).

Speciale organisaties werden opgericht. Deze brachten geologische structuren, de classificatie van fossielen en de analyse van mineralen in kaart. Twee daarvan, de Geological Survey of India en de U.S. Geological Survey, hebben veel bijgedragen aan de kennis over aardbevingen. Een van de eerste onderzoeken van de U.S.G.S. was het werk van een ervaren geoloog, M.L. Fuller. In 1912 publiceerde hij over drie bijzondere aardschokken, die een eeuw eerder, in 1811 en 1812 hadden plaatsgevonden langs de Mississippi. Op 16 december 1811 begon een reeks aardbevingen die het gebied van New Madrid in Zuid- Missouri een jaar lang teisterde. De eerste grote aardschok kwam op 16 december, de tweede op 23 januari en de grootste schok op 7 februari 1812. Tussen 16 december en 16 maart werden in Louisville, ruim 300 km verder, meer dan 1870 van deze schokken gevoeld, waarvan 8 zware. Over een gebied met een oppervlakte van 40000 tot 70000 km2 werd schade gerapporteerd.

In 1899 publiceerde de Geological Survey of India een verslag van een van de zwaarste aardbevingen, waarover we gedetailleerde informatie hebben. Het betreft de beving die op 1897 de provincie Assam in Noordoost India trof. Het verlag van deze aardbeving is hoofdzakelijk geschreven door het hoofd van de dienst, R.D. Oldham. Deze werd later bekend door te bewijzen dat het inwendige van de Aarde uit een grote centrale vloeibare kern bestaat. Het verslag van Oldham vormt een mijlpaal in de bestudering van aardbevingen: vanwege de grote zorgvuldigheid waarmee de intensiteit van de beving over een groot gebied beschreven is, vanwege gevolgtrekkingen over de snelheid van bodembewegingen tijdens de aardbeving en vanwege het gebruik van instrumentale gegevens in de vorm van registraties van bodembewegingen. Oldham verzamelde duidelijke bewijzen voor de hypothese, dat de aardbeving was veroorzaakt door het op grote schaal vervormen en verschuiven van gesteenten. De aardbeving van Assam werd over een oppervlakte van 2,5 miljoen km2 gevoeld en maakte een gebied ter grootte van 13000 km2 vrijwel met de grond gelijk. Omdat het gebied dunbevolkt was, kwamen er nog geen duizend mensen om. Het betrof heel duidelijk een bijzonder zware aardbeving, die waarschijnlijk bijna een minuut had geduurd. Mensen vertelden dat ze op de grond geworpen werden. Oldham berichtte ook, dat mensen in zwaar getroffen gebieden de grond echt hadden zien golven. Naar zijn schatting moeten die golven wel 30 cm hoog zijn geweest. De conclusies van het verslag van de Assam-beving weken af van Oldham’s eerdere en waarschijnlijk juiste hypothese, dat diepliggende overschuivingen onder de heuvels van Assam in de richting van de Himalaya langs een tektonische breuk de oorzaak van de beving waren. Zo’n hypothese zou ook extreme vervorming van de gesteentestructuren tijdens de overschuiving kunnen verklaren. Omdat het gebied slecht toegankelijk is, werd er in het veld onvoldoende bewijs gevonden om de hypothese te bevestigen.
Snel daarna vond in een gemakkelijk toegankelijk gebied op het westelijk halfrond een aardbeving plaats, waar de basis van de geologische metingen al gelegd was. Hierdoor kon de hypothese bewezen worden.

In 1906 vond misschien wel de bekendste aardbeving plaats. Deze vond plaats in de buurt van San Fransisco. Het onderzoek naar deze aardbeving betekende een keerpunt in de kennis van de oorzaken van aardbevingen. Omdat er in dit gebied geen actieve vulkanen zijn, hoefden geologen zich niet wenden tot de oude Griekse ideeën van ondergrondse explosies of vulkanisme. Bovendien lag het epicentrum van de aardbeving van 1906 onder een gemakkelijk toegankelijk gebied, waar landmeters al overal meetpunten hadden geplaatst die de afstand en de relatieve hoogte tussen punten vastlegden. Aan de hand van deze metingen konden de daar reeds werkende, goed getrainde geologen de bodemdeformatie in kaart brengen.

Om de aardbeving te onderzoeken werd er een onderzoekscommissie opgericht onder voorzittersschap van professor Andrew Lawson van de universiteit van Californië. De onderzoekers, die Lawson bijeenbracht, vergeleken de metingen van de landmeters, die voor de beving gedaan waren met die van daarna, en bestudeerden de waargenomen bodemverplaatsing die volgde op de beving. Hun latere verslag bevatte de basistheorie die tot op de dag van vandaag de seismologie heeft gedomineerd. In het verslag concludeerde Lawson, dat de zware aardbeving was veroorzaakt door plotselinge verschuiving in de San Andreasbreuk. De gesteenten waren op het breukvlak gebroken en de gesteentemassa’s ten westen van de breuk waren ten opzichte van de andere kant meer dan een meter naar het noorden geschoven. De breuk was over een afstand van meer dan 400 km verschoven. Bij de beving kwamen (naar men aanvankelijk dacht) 700 mensen om, hoewel het exacte aantal zelfs nu nog niet is vastgesteld. Recente schattingen wijzen echter op een dodental dat 3 of 4 keer zo groot is. In 1905 had de nationale raad van brandverzekeraars in een rapport gemeld, dat brand in San Fransisco onvermoedelijk was. De angst voor brand werd waarheid, toen na de aardbeving verspreide branden zich tot een grote vuurzee ontwikkelden. Hierbij werd een groot deel van de stad in de as gelegd. Een van de belangrijkste lessen van de aardbeving uit 1906 was dat, hoewel hij plaatsvond in een tijd dat er geen specifieke bouwvoorschriften waren met betrekking tot aardbevingresistentie, de meeste bouwwerken de aardbeving overleefden. Veel schade was te wijden aan de branden. De ingenieurs leerden hierdoor welk bouwontwerp de beste garantie zou geven voor een veilige constructie in aardbevingsgebieden. De intensiteit in het getroffen gebied kon zorgvuldig in kaart gebracht worden. Deze vormt nog steeds de basis voor de berekening van de kans op aardbevingen in het gebied van de baai van San Fransisco. De aardbeving leidde verder tot de oprichting van de Seismological Society of America, die de volgende belangrijke doelstellingen nastreefde:
Het bevorderen van seismologisch onderzoek, het wetenschappelijk onderzoek van aardbeving en verschijnselen die daarmee verband houden.
Het op alle mogelijke manieren bevorderen van de openbare veiligheid
Het wekken van belangstelling van ingenieurs, architecten, aannemers, verzekeraars en huiseigenaars om aan de verplichting te voldoen de gemeenschap te beschermen tegen aardbeving en aardbevingsbranden, door erop te wijzen dat het nuttig en voordelig is om veilig te bouwen
Het informeren van het publiek. Goede artikelen, lezingen en andere middelen moeten de burger op de hoogte brengen van het feit dat aardbevingen hooguit gevaarlijk zijn omdat we niet de juiste voorzorgsmaatregelen nemen tegen de gevolgen ervan, terwijl het mogelijk is om onszelf tegen schade te beschermen door de studie van hun geografische verspreiding, geschiedenis, veelvuldigheid van voorkomen en de gevolgen voor gebouwen.

Deze doelstellingen gelden nog altijd en de Seismological Society of America bloeit nog steeds, evenals andere toegewijde groepen uit sectoren van de techniek, bouwkunde en publieksvoorlichting. Na bijna negentig jaar blijven deze doelstellingen het belangrijkste onderdeel van onze pogingen om de bedreiging die aardbevingen voor de mensheid vormen, te verminderen.
Na de Tweede Wereldoorlog zijn er opmerkelijke vorderingen gemaakt in onze kennis van bijna alle aspecten van aardbevingen. De Amerikaanse onderzoeker H.F. Reid heeft door zijn studie van de aardbeving in 1906 in San Fransisco een goede basis gelegd voor een breder en beter begrip van het ontstaan van aardbevingen. Aardbevingen hebben ook een voorname rol gespeeld bij het begrijpen van de structuur en dynamica van het binnenste van de Aarde. De seismologie is met recht de meest effectieve onderzoeksmethode voor het inwendige van onze planeet. Aardbevingsgolven, die het inwendige van de Aarde binnendringen, hebben verschillen in dichtheid en stijfheid van het gesteente in de diepe ondergrond aangetoond van slechts 10 procent. Aardbevingsgolven, die zich door het gesteente van de Aarde voortplanten, blijken gecompliceerder dan de golven waar we gewoonlijk mee te maken hebben, zoals geluid-, radio- of lichtgolven. Ze dragen niettemin het bewijs over hun geologische oorsprong en over structurele verschillen die ze onderweg tegenkomen. Seismologen worden steeds beter in het gebruik van deze gegevens, de golfpatronen die met toenemende gevoeligheid worden getekend door speciale instrumenten, seismografen. Rond de eeuwwisseling werd een wijdverspreid netwerk van seismografen uitgezet op het aardoppervlak. Verder is er ook een netwerk van seismische stations aanwezig. Dit netwerk is de laatste tientallen jaren steeds verder uitgebreid en versterkt. Onderzoekers waren in staat om uit de gegevens van deze stations de oorzaak van bepaalde aardbevingen af te leiden. Ook konden ze door de studie van de voortplanting van seismische golven veel over de Aarde zelf te weten komen. Hierdoor leerden ze seismische golven van natuurlijke aardbevingen te onderscheiden van golven die door ondergrondse kernexplosies ontstaan. Aardbevingen kunnen als natuurrampen enorme gevolgen hebben, die onze steeds dichter bevolkte planeet bedreigen. In de hoop het risico van deze gebeurtenissen te verkleinen, wordt veel aandacht besteed aan het voorspellen van de aardbevingsintensiteit die bewoonde gebieden en bouwwerken kan treffen. De inschatting van de variatie in trillingsintensiteit bij aardbevingen is een van de meest lonende onderdelen van de seismologie. Het vormt tegenwoordig een van de belangrijkste prestaties van de wetenschap.

AARDBEVINGEN

Aardbevingen zijn trillingen van de aarde, die meestal ontstaan door een plotselinge verschuiving van gedeelten van de aardkorst of van de daaronder liggende aardmantel; bij zware explosies kan men spreken van een kunstmatige aardbeving. Zware aardbevingen zijn altijd van tektonische oorsprong, dwz. Dat zij te maken hebben met processen zoals deze bij gebergtevorming optreden. Vulkanische bevingen zijn in het algemeen zwak; zij worden veroorzaakt door magma-uitbarstingen met een explosief karakter. Het verband tussen vulkanische verschijnselen en aardbevingen is secundair; beide zijn kenmerkend voor zwakke plaatsen in de aardkorst. Bij de schoksgewijze verplaatsing van het gesteente ontstaan trillingen die met grote snelheid de aarde doorlopen.

Het snelst zijn de longitudinale golven (P-golven), waarbij de deeltjes van het gesteente zich bewegen in de richting van de voortlopende trilling. Tegelijk worden ook transversale golven (S-golven) uitgezonden; hierbij bewegen de deeltjes die door de golfbeweging worden getroffen, zich loodrecht op de voortplantingsrichting van de trillingen. Bovendien worden oppervlaktegolven (L-golven) uitgezonden. Al deze trillingen worden uit het centrum van de aardbeving – het hypocentrum – tegelijkertijd uitgestraald, maar ten gevolge van het verschil in snelheid bereiken zij de seismografische stations enige tijd na elkaar. Uit het tijdverschil zoals dit door de verschillende stations wordt bepaald, kan men de plaats van het centrum van de trillingen op het aardoppervlak – het epicentrum (loodrecht boven hypocentrum) – berekenen.

De oorzaak van aardbevingen

De achtergrond van de spanningsophogingen die tot een ontlading in de vorm van aardbevingen leiden, is nog niet geheel duidelijk. Terwijl men vroeger de inkrimping van de aardbol als grondoorzaak zag als gevolg van geleidelijke afkoeling, is men vooral op grond van de zeer speciale ligging der seismische gordels tot het inzicht gekomen dat er vermoedelijk voortdurend plastische bewegingen in de aardmantel en in de aardkorst gaande zijn; deze langzaam stromende beweging van het gesteente dient ook voor de verklaring van de drift der continenten. Doordat deze plastische stromingen steeds doorgaan, ontstaan na iedere aardbevingen opnieuw spanningen, zodat na zekere tijd opnieuw een aardbeving kan optreden. Wanneer, zoals in Californië het geval is, langs een breukvlak voortdurend een langzame verschuiving optreedt, is dit in zekere zin een geruststellend verschijnsel. Het grote gevaar komt pas in zicht als de beweging stopt, zodat de spanning kan aangroeien tot zeer grote waarde. Pogingen om deze spanningstoestand van de aarde te controleren, en zodoende te komen tot een waarschuwingsdienst voor aardbevingen, zijn wel gedaan, maar dusver nog niet met het daarvan verwachte succes bekroond.

Mechanisme van aardbevingen

In een aantal gevallen is het mogelijk gebleken met zekerheid vast te stellen dat een tektonische aardbeving werd veroorzaakt door een plotselinge verplaatsing van gesteenteschollen. Het duidelijkst bleek dit bij de Californische aardbeving van 1906. Nadat door een voortdurende langzame beweging de spanning in het gesteente langs de San Andreasbreuk was opgevoerd tot de maximale waarde, schoven op de rampdag langs het reeds bestaande breukvlak de blokken langs elkaar, over een afstand van gemiddeld 4 meter. Het hypocentrum van deze aardbeving lag volgens de seismogrammen op 20 km diepte. Door een onderlinge langzame verplaatsing van oceaanbodem en kustgebied, die volgens geodetische metingen jaar in jaar uit voortgaat, kwam het Californische land in een verwrongen toestand te verkeren, totdat bij het overschrijden van de wrijvingskracht een terugveren plaatsvond langs een verticaal vlak van 400 km lang en 20 km diep. Men kan schatten dat de vrijgekomen energie in zo’n geval van de orde 1024 is, wat klopt met de magnitude die volgens de seismogrammen op 8,2 moest worden gesteld. In Japan is de beweging meer in verticale zin, de blokken die langs de breukvlakken schuiven, voeren meer kantelende bewegingen uit. Lang niet altijd zijn de scheuren die bij een aardbeving in het landschap ontstaan de primaire aanwijzing voor de blokverschuiving. Scheuren in de grond kunnen secundaire effecten zijn waarbij de eigenlijke beweging zich aan het oog onttrekt; dit is zeer zeker het geval bij de diepe aardbevingen. Het is daarom zekerder dat het mechanisme van de aardbevingen te reconstrueren uit de seismogrammen. Uit de uitstraling van de longitudinale en de transversale golven uit het hypocentrum kan worden vastgesteld hoe de krachten en bewegingen bij de aardschok in het hypocentrum gericht waren; de stand van het breukvlak en de richting van de verschuiving zijn in principe uit de seismogrammen te reconstrueren. Voor zover uit het onderzoek van het haardmechanisme een blokverschuiving voor de dag kwam, bleken de bewegingen voor aardbevingen uit éénzelfde gebied een veel grotere diversiteit vertonen dan men zou verwachten. Voor de eilandenbogen van de Aleoeten, Japan, de Filippijnen en Indonesië, krijgt men de indruk, dat er een verband bestaat tussen de richtingen van deze eilandengordels en een algemene spanning in het gesteente die dwars hiertegen is gericht; de aardbevingsvlakken zelf kunnen echter allerlei standen innemen. Het gehele beeld doet denken aan de vloeizone, die bij de deformatie van een stuk staal kan ontstaan, waarin de afzonderlijke scheurtjes min of meer kriskras optreden.

Diepte van het hypocentrum

De meeste aardbevingen zijn ondiep, dwz. dat het hypocentrum niet dieper ligt dan 60 km; zij worden veroorzaakt door verschuivingen in de aardkorst of in het gesteente niet ver daaronder. Een tweede groep van bevingen komt uit haarden met intermediaire diepten, tussen 60 en 300 km. Bevingen uit diepten groter dan 300 km worden diep genoemd; de grootste diepte die tot dusver werd geconstateerd (720 km), kwam voor bij een beving in de Molukken. Het is merkwaardig, dat de diepe aardbevingen alleen op zeer bepaalde plaatsen voorkomen, en wel aan de continentzijde van de aardbevingsgordels. Terwijl bijv. langs de kust van Zuid-Amerika de ondiepe bevingen optreden, vindt men de epicentra van de diepe bevingen meer landinwaarts, en wel in de gebergteketens of nog verder oostelijk. (Dit is mooi te zien in afbeelding 12)
Men krijgt daaruit de indruk dat de aardbevingshaarden liggen op een vlak dat van de continentranden steil onder het vasteland naar beneden loopt. Deze landinwaartse ligging van de diepe bevingen komt ook voor bij de Aleoeten en de Koerilen, bij Japan en Kamtsjatka, en tussen Nieuw-Guinea en de Nieuw Hebriden. Zeer merkwaardig is Koesj, waar jaar in jaar uit bevingen optreden op een diepte van 250 km. Misschien heeft de ligging van de diepe aardbevingshaarden te maken met plastische stromingen in het gesteente van de aardmantel, die bij de rand van het continent (subductieszones) naar beneden buigen en daarbij op grote diepte spanningstoestanden opwekken.
De meeste aardbevingen komen voor in enkele betrekkelijk smalle gordels van geotektonisch jonge formaties, die in het Tertiair of later ontstonden. De Trans-Aziatische gordel begint in de Atlantische Oceaan bij de Azoren, loopt langs de Middellandse Zee, over de Balkan, door Klein-Azië, Perzië, de Himalaya, Birma, Sumatra, Java, naar de Molukken. De tweede gordel, de circum-pacifische, loopt met vertakkingen langs de rand van de Grote Oceaan, langs de Filippijnen, Japan, Kamtsjatka, de Aleoeten, Noord-, Midden- en Zuid-Amerika, Nieuw-Zeeland, Samoa, Nieuwe Hebriden, Nieuw-Guinea, en sluit bij de Molukken aan op de Trans-Aziatische gordel. In deze gordels komen 90% van alle aardbevingen voor. Voorts is er nog een smalle gordel die midden door de Atlantische Oceaan loopt en de Mid-Atlantische slenk markeert.

De aardbevingsgordels zijn op de seismische wereldkaart in afbeelding 13 aangegeven; tevens is het wereldomvattend patroon van tektonische slenken hierin getekend. De Mid-Atlantische slenkzone, die in de Noordelijke IJszee begint, staat in verbinding met een slenkzone in de Indische Oceaan, die vertakkingen heeft in het Afrikaanse merengebied en in de Rode Zee, en die in het Jordaandal eindigt. Ten zuiden van Madagaskar sluit hierbij een slenk aan, die langs Zuid-Amerika bij Californië de westelijke kust van Noord-Amerika volgt. Deze slenkzones komen voor in het midden van de oceanische ruggen, die zijn opwelvingen in de oceaanbodem; zij worden gekenmerkt door ondiepe bevingen. Men ziet hierin aanwijzingen voor opstijgende bewegingen van het gesteente in de aardmantel; andere onderzoekers beschouwen deze slenkzones als de barsten in een uitdijende aarde. Zeer arm aan aardbevingen zijn de continentale schilden; in het midden van deze vastelandskernen komen nooit aardbevingen voor.

Intensiteit van aardbevingsverschijnselen

Charles F. Richter (1900-1985)
Om de sterkte van een aardbeving en de gevolgen ervan weer te geven zijn twee verschillende schalen in gebruik: de intensiteitenschaal van Mercalli en de magnitudeschaal van Richter. De schaal van Mercalli richt zich op de gevolgen. De schaal van Richter is een maat voor de kracht van de aardbeving zelf.
De intensiteitenschaal van Mercalli
De schaal van Mercalli (in 1902 geïntroduceerd door de Italiaan Mercalli) geeft de intensiteit (uitwerking) van een aardbeving weer. De intensiteit is een aanduiding voor wat er op een bepaalde plaats wordt waargenomen van een aardbeving, dus wat de effecten zijn op bijvoorbeeld mensen, voorwerpen, gebouwen en landschap. De Mercalli-schaal is verdeeld in 12 delen, aangegeven met Romeinse cijfers. Deze schaal is in 1964 voor Europa aangepast en wordt aangeduid als de MSK-intensiteitenschaal, genoemd naar de ontwerpers Medvedev, Sponheuer en Karnik. Inmiddels hanteert men in Europa sinds 1992 een Europese Macroseismische Schaal (EMS-92)
De schaalverdeling loopt van I (niet gevoeld, slechts door instrumenten geregistreerd) tot XII (buitengewoon catastrofaal). De intensiteit is in het algemeen in de directe omgeving van het epicentrum groter dan op plaatsen verder daar vandaan. Als de intensiteit dichtbij het epicentrum van een aardbeving bijvoorbeeld VIII bedraagt, zal deze in relatie tot de afstand afnemen tot IV, III en tenslotte I. Voor aardbevingen in Nederland is de maximaal te verwachten intensiteit VII à VIII. Dit geldt met name voor het zuidoosten van het land. De beving bij Roermond op 13 april 1992 bereikte een waarde van ruim VII.

De magnitudeschaal van Richter

De schaal van Richter is in 1935 ontworpen door de Amerikaanse seismoloog Charles Richter (zie foto vorige pagina) en is gebaseerd op de sterkte van de trillingen, zoals die gemeten worden op het seismogram. De sterkte, uitgedrukt in eenheden op de schaal van Richter, wordt de magnitude van een aardbeving genoemd, analoog aan het begrip uit de sterrenkunde om de helderheid van een ster mee aan te geven. De magnitude wordt berekend aan de hand van de grootte van de uitslagen van de registratie van de aardbeving. Hierbij worden correcties toegepast om de invloed van de afstand tussen epicentrum en seismisch station in rekening te brengen. Met het toenemen van de afgelegde afstand verliezen de seismische golven door geometrische spreiding en absorptie namelijk een deel van hun trillingsamplitude.
De schaal van Richter is logaritmisch, hetgeen betekent dat een tien keer grotere uitslag op het seismogram overeenkomt met een toename van één magnitude-eenheid. De schaal van Richter is noch aan de bovenzijde noch aan de onderzijde begrensd zoals dat wel het geval is voor de 12-delige schaal van Mercalli. Richter definieerde een standaard aardbeving van magnitude 3 wanneer op een afstand van 100 kilometer met een kortperiodische horizontale Wood-Anderson seismometer een maximale uitslag van 1 mm op het seismogram werd waargenomen.
Er bestaan verschillende soorten magnitudes, afhankelijk van de methode waarop deze is berekend:
a) de lokale magnitude ML geldt voor bevingen op een afstand niet groter dan 1000 kilometer. De maximale uitslag (meestal de oppervlaktegolven) op het seismogram van een kortperiodische seismometer wordt gebruikt voor de berekening.
b) de magnitude MS wordt berekend aan de hand van de uitslag van de oppervlaktegolven met een periode van 20 seconden bij bevingen op een afstand groter dan 2000 kilometer en niet dieper dan 60 kilometer.
c) de magnitude MB wordt berekend aan de hand van de maximale uitslag van de P-golf bij bevingen op een afstand groter dan 1600 kilometer. Deze methode wordt vooral gebruikt bij diepe bevingen omdat daar de oppervlaktegolven slecht ontwikkeld zijn.
Een aardbeving van magnitude 2 op normale diepte kan onder optimale omstandigheden nog net worden gevoeld. De zeer ondiepe bevingen in Noord-Nederland (tot maximaal 3 kilometer diep) kunnen al bij een magnitude van 1.2 worden gevoeld. In Zuid-Nederland komen bevingen voor op een diepte van 30 kilometer die pas worden gevoeld bij een magnitude groter dan 3. Proefondervindelijk heeft men berekend dat iedere toename met één magnitude-eenheid een 30-voudige verhoging van de vrijgekomen energie in de vorm van seismische trillingen optreedt. De hoeveelheid energie die vrijkomt bij een beving van magnitude 7 is dus 900 maal (30 x 30) zo groot als die welke vrijkomt bij een beving van magnitude 5. De energie die bijvoorbeeld vrijkomt wanneer een massa van 1 ton vanaf 100 meter hoogte op de grond valt is te vergelijken met de sterkte van een beving met magnitude 1. Tussen de intensiteit en de magnitude van een aardbeving bestaat een duidelijk verschil. De intensiteit van een beving is afhankelijk van de plaats van waarneming. Daarentegen is de magnitude volgens de schaal van Richter onafhankelijk van de plaats op aarde waar deze wordt berekend en dus karakteristiek voor de kracht van de aardbeving zelf. Zo heeft een krachtige aardbeving op grote diepte een relatief geringe intensiteit aan het aardoppervlak, echter wel verspreid over een groot gebied. Anderzijds kan een zwakke aardbeving een hoge intensiteit bereiken wanneer deze op geringe diepte plaatsvindt. De intensiteit kan nog toenemen wanneer de ondergrond de seismische trillingen versterkt, zoals dat het geval was bij de zware aardbeving in Mexico in 1985.
Men kan de intensiteit van een aardbeving beoordelen naar de verschijnselen van omvallende voorwerpen, schade aan gebouwen, en dergelijke; zij werden tot 1992 uitgedrukt in de Mercalli-schaal. Tegenwoordig gebeurt dat in de (EMS). Deze staat op de volgende pagina.

Europese Macroseismische Schaal (EMS 1992):

De Europese Macroseismische Schaal 1992 is in beginsel een afgeleide versie van de uit 1964 daterende Mercalli-Schaal. De Mercalli-schaal is vergelijkbaar met de EMS-schaal. De beschrijving van de aardbevingsintensiteitsschaal EMS-92 begint met een definiëring van gebruikte terminologie, gevolgd door een omschrijving van de twaalf graden van intensiteit (weergegeven in Romeinse cijfers I t/m XII).

BESCHRIJVING VAN DE GRADEN VAN INTENSITEIT INDELING NAAR CATEGORIE
De EMS onderscheidt drie categorieën waarop aardbevingseffecten hun uitwerking hebben (weergegeven met A, B en C):
A: uitwerking op mensen
B: uitwerking op voorwerpen en op de natuur (m.u.v. schade aan gebouwen, uitwerking op de bodem)
C: uitwerking op gebouwen (schade)
INTENSITEIT
Opmerking:
(Voor een bepaalde intensiteitgraad kunnen tevens effecten van toepassing zijn van naast gelegen lagere intensiteitgraden, ook wanneer deze niet als zodanig vermeld worden)
I: Niet gevoeld
A: Niet gevoeld, zelfs onder meest gunstige omstandigheden.
B: Geen effect.
C: Geen schade.
II: Nauwelijks gevoeld
A De beving wordt slechts binnenshuis gevoeld door een enkeling (minder dan 1%) in rusttoestand of in een bijzonder ontvankelijke situatie.
B Geen effect.
C Geen schade.
III: Zwak
A: De aardbeving wordt binnenshuis gevoeld door enkelen. Mensen in rusttoestand voelen een schommeling of lichte trilling.
B: Opgehangen voorwerpen slingeren licht heen en weer.
C: Geen schade.
IV: Algemeen waargenomen
A: De aardbeving wordt binnenshuis door velen gevoeld en buitenshuis slechts door enkelen. Enkelen worden wakker. De sterkte van de trillingen is matig; niemand schrikt. Een licht trillen of zwaaien van het gebouw, kamer, bed of stoel enz. is waarneembaar.
B: Rammelen van serviesgoed, glaswerk, ramen en deuren. Hangende voorwerpen slingeren. In een enkel geval begint licht huisraad zichtbaar te schudden en hoort men het houtwerk kraken.
C: Geen schade.
V: Sterk
A: De aardbeving wordt binnenshuis door de meeste mensen gevoeld, buitenshuis door weinigen. Enkele mensen schrikken en rennen naar buiten. Veel slapende mensen worden wakker. Een sterk trillen of schudden van het hele gebouw, kamer of meubilair wordt waargenomen.
B: Hangende voorwerpen slingeren aanzienlijk. Servies en glaswerk rinkelen. Kleine, topzware en/of wankele voorwerpen kunnen verschuiven of omvallen. Deuren en ramen zwaaien open en dicht. In enkele gevallen breken vensterruiten. Schommelingen in vloeistoffen waarbij volle vloeistofreservoirs kunnen overlopen. Dieren in huis kunnen onrustig worden.
C: Schade met gradatie 1 aan enkele gebouwen.
VI: Lichte schade veroorzakend
A: Door de meeste mensen binnenshuis gevoeld, door velen buitenshuis. Enkele personen verliezen hun evenwicht. Veel mensen zijn geschrokken en rennen naar buiten.
B: Kleine stabiele voorwerpen kunnen omvallen en meubilair kan gaan schuiven. In enkele gevallen kan serviesgoed en glaswerk breken. Het vee kan schrikachtig worden (ook buiten).
C: Veel gebouwen ondergaan schade met gradatie 1; enkele lijden schade met gradatie 2.
VII: Schade veroorzakend
A; De meeste mensen zijn geschrokken en proberen naar buiten te rennen. Velen hebben moeite om zich staande te houden, met name op hoger gelegen verdiepingen.
B: Meubilair verschuift en topzwaar meubilair kan omvallen. Voorwerpen vallen in grote aantallen van schappen. Water spoelt over uit vaten, tanks en zwembaden.
C: Veel gebouwen van klasse B en enkele van klasse C lijden schade met gradatie 2. Veel gebouwen van klasse A en enkele van klasse B schade met gradatie 3; enkele gebouwen van klasse A lijden schade met gradatie 4. De schade treedt met name op in de hoger gelegen delen van gebouwen.
VIII: Zware schade veroorzakend
A: Veel mensen hebben moeite om op de been te blijven, ook buitenshuis.
B: Meubilair kan omver geworpen worden. Voorwerpen zoals tv's, typemachines enz. vallen op de grond. Hier en daar kunnen grafstenen worden verschoven, gedraaid of omver geworpen. In erg slappe bodem kunnen golvingen worden waargenomen.
C: Veel gebouwen van klasse C lijden schade met gradatie 2. Veel gebouwen van klasse B en enkele van klasse C lijden schade met gradatie 3. Veel gebouwen van klasse A en enkele van klasse B lijden schade met gradatie 4; enkele gebouwen van klasse A lijden schade met gradatie 5. Enkele gebouwen in klasse D lijden schade met gradatie 2
IX: Vernielend
A: Algehele paniek. Mensen kunnen zelfs met kracht tegen de grond geworpen worden.
B: Veel standbeelden en gedenkzuilen vallen om of worden gedraaid. Golvingen zijn zichtbaar in slappe bodem.
C: Veel gebouwen van klasse C lijden gradatie 3 schade. Veel gebouwen van klasse B en enkele van klasse C lijden schade met gradatie 4. Veel gebouwen van klasse A en enkele van klasse B lijden gradatie 5 schade. Veel gebouwen van klasse D lijden schade met gradatie 2; enkele met gradatie 3. Enkele gebouwen van klasse E lijden schade met gradatie 2.
X: Vernietigend
C: Veel gebouwen van klasse C ondergaan gradatie 4 schade. Veel gebouwen van klasse B en enkele van klasse C lijden schade met gradatie 5, evenals de meeste van klasse A. Veel gebouwen van klasse D lijden schade met gradatie 3; enkele met gradatie 4. Veel gebouwen van klasse E lijden schade met gradatie 2. Enkele gebouwen van klasse F lijden schade met gradatie 2.
XI: Verwoestend
C: De meeste gebouwen van klasse C lijden schade met gradatie 4. De meeste gebouwen van klasse B en veel van klasse C lijden schade met gradatie 5. Veel gebouwen van klasse D lijden schade met gradatie 4; enkele met gradatie 5. Veel gebouwen van klasse E lijden schade met gradatie 3; enkele met gradatie 4. Veel gebouwen van klasse F lijden schade met gradatie 2; enkele met gradatie 3.
XII: Algehele verwoesting
C: Vrijwel alle onder- en bovengrondse bouwconstructies worden verwoest.
Met behulp van de criteria van de EMS-schaal is het mogelijk het aardbevingsgebied in te delen in zones van gelijke sterkte, door lijn (isoseisten) te trekken langs plaatsen waar de macroseismische verschijnselen dezelfde intensiteit bereiken. De isoseisten vormen in het algemeen een patroon van elkaar omsluitende ovalen. Het macroseismische gebied dat door de isoseisten wordt omsloten en waar de schokken voelbaar zijn geweest, kan zeer verschillend van grootte zijn, met een doorsnede van enkele tientallen tot enkele duizenden kilometers. Daarbuiten ligt het microseismische gebied, waar de trillingen uitsluitend door de seismografen worden waargenomen. Een beving is als zwaar te beschouwen als het microseismische gebied een kwart van de aardoppervlakte beslaat (en het macroseismische dus drievierde van de aardoppervlakte). Men spreekt van een wereldbeving als alle seismografen ter wereld de aardbeving registreren.

Microseismen

Strikt genomen is de aarde onophoudelijk in trilling. De zwakste vibraties, die alleen door gevoelige seismografen worden geregistreerd, zijn de microseismen. Het zijn trillingen met een amplitude van enkele µ ( 1µ = 10-3 millimeter) en met een periode van enkele seconden, die samenhangen met het weer op de oceaan. In ons land is de microseismische bodembeweging afkomstig uit de Noordzee of uit de Atlantische Oceaan; zij bestaat uit lange reeksen van min of meer regelmatige trillingen. Deze kunnen dagen achtereen voortduren, en in feite zijn er maar weinig dagen waarop de zwakker trillingen van de microseismen geheel ontbreken. Microseismen uit de Atlantische Oceaan hebben perioden van 6 tot 8 seconden; komen ze uit de Noordzee, dan is de periode iets korter, namelijk 2 tot 6 seconden.
Diepe depressies, die gepaard gaan met hevige stormen op de oceaan, kunnen in ons land aanleiding geven tot een bodemonrust van enkele tientallen µ. Het is zeer waarschijnlijk, dat de microseismen ontstaan door drukfluctuaties die staande zeegolven op de bodem van de oceaan uitoefenen; daardoor fungeert een depressiekern op de oceaan vaak als middelpunt van de microseismische golfbeweging. De staande golven veroorzaken drukschommelingen op de zeebodem, die zich als Rayleigh-golven door de oceaanbodem voortplanten, en van daar tot grote afstand in het continent kunnen dringen.

Voorlopers en nabevingen

Het gebeurt nogal eens dat een zware aardbeving wordt voorafgegaan door een of meer zwakke trillingen, soms nauwelijks merkbaar. Deze voorschokken zouden een verklaring kunnen vormen voor het angstig gedrag van sommige dieren die mogelijk een voorgevoel kunnen hebben van een aardbeving. Nabevingen zijn zeer normaal; na een zware beving komen vaak series schokken voor, afnemend in sterkte. Na de Chili-beving (22 mei 1960) bleef de aarde maandenlang onrustig; gedurende de eerste dagen kwamen aan de kust van Chili enkele flinke bevingen per dag voor; later nam de frequentie af, maar in totaal werden in dat jaar in het kustgebied van Chili meer dan 100 aardbevingen gevoeld. Nog groter was het aantal nabevingen na de Japanse aardbeving van september 1923; alleen al in de maand september werden meer dan 1200 aardschokken geregistreerd. Uit dit verschijnsel blijkt dat het gesteente van de aarde zich niet volkomen elastisch gedraagt. Was dit wel het geval, dan zouden de elastische spanningen die tot de aardbeving aanleiding gaven, in één maal zijn verdwenen. Nu blijkt er echter een nawerking te zijn, waarbij de toestand van spanningsloosheid zich slechts geleidelijk kan instellen.

Zeebevingen

Men spreekt van een zeebeving wanneer het epicentrum van de beving gelegen is op de bodem van de oceaan. In volle zee wordt de zeebeving gevoeld als een reeks van min of meer krachtige stoten, die de sensatie geven alsof het schip op een wrak stoot of aan de grond loopt. Wanneer de zeebode, bij de beving plotseling een sterke verticale verandering ondergaat, zal de oppervlakte van de zee eveneens worden gestoord; er breiden zich van het epicentrum golven uit, als de rimpels in een vijver waarin een steen wordt geworpen. Deze seismische watergolven lopen met een grote snelheid over de oppervlakte van de oceaan; bij een waterdiepte van 5 km is de snelheid 800 km per uur. In de open oceaan is de hoogte van de golven niet meer dan enkele decimeters, en de golflengte is enkele honderden kilometers. Naderen de golven een kust, dan wordt door de afnemende waterdiepte de snelheid kleiner, de golfhoogte neemt echter toe, en er kunnen echte brandinggolven ontstaan van tientallen meters hoogte. Deze vernielende seismische watergolven worden ook wel tsoenami’s (Japans voor lange golf) genoemd. Doordat de voorzijde van deze golven bij nadering van de kust sterk wordt afgeremd, begint de tsoenami meestal met het teruglopen van het water, waarna een kwartier later de eerste golftop arriveert. Na een aardbeving bij de Aleoeten, 1 april 1954, kwam een tsoenami na vijf uur bij de Hawaii-Eilanden aan, en bereikte daar ondanks de grote afstand (3000 km) nog een hoogte van 7 meter, waardoor ongeveer 200 mensen het leven verloren en zeer grote schade werd veroorzaakt. Deze ramp heeft aanleiding gegeven tot het instellen van een waarschuwingsdienst voor tsoenami’s. De centrale leiding hiervan is gevestigd op Honolulu; seismografische stations gelegen rondom de Grote Oceaan zenden hun gegevens naar dit centrum. Na de wereldbeving van Chili (22 mei 1960) kon de tsoenami, die als gevolg daarvan Japan trof, daar bijna een dag van tevoren worden aangekondigd.

Magnitude en energie

Er bestaat een verband tussen de maximale intensiteit in het epicentrale gebied en de energie die bij een aardbeving vrijkomt. Deze energie wordt uitgedrukt in de magnitude; bij de epicentrale EMS-intensiteit VI is de magnitude van de aardbeving 5; voor de zwaarste wereldbevingen waarbij in het epicentrale gebied de intensiteit van XI of XII wordt bereikt, is de magnitude 8 of 9. Bij de magnitude 5 is de vrijkomende energie 1019 erg; bij de magnitude 8 is de energie niet minder dan 1023 erg. Hieronder de tabel met het aantal aardbevingen dat gemiddeld per jaar over de gehele wereld voorkomt, met de daarbij behorende magnitude en energie:

Frequentie der aardbevingen naar magnitude:

Magnitude Aantal per jaar Energie in erg (E)
m > 8 1 E > 1023
7 < m < 8 10 1021 < E < 1023
6 < m < 7 100 1020 < E < 1021
5 < m < 6 10000 1018 < E < 1020
3 < m < 5 100000 1016 < E < 1018
m < 3 500000 E < 1016

Hieruit blijkt dus, dat per jaar gemiddeld ongeveer 10 zeer zware bevingen voorkomen, voorts 100 zware bevingen en 100.000 zwakke aardschokken. Het totale aantal bevingen dat met instrumenten kan worden waargenomen bedraagt ongeveer ½ miljoen per jaar. De meeste daarvan zijn onschadelijk, terwijl van de zware bevingen ook gelukkig nog een groot percentage voorkomt in streken die niet of nauwelijks bewoond zijn.

Gemiddeld komen per jaar enkele tientallen aardbevingen voor die veel schade
veroorzaken. Het jaarlijkse aantal slachtoffers van aardbevingen is ontstellend hoog: gemiddeld 10.000 per jaar. Dit grote getal is te wijten aan de allerzwaarste aardbevingen: de bevingen van San Fransisco (1906), Messina (1908), Avezzano (1915), Kansoe (1920) en Japan (1923) kostten tezamen meer dan 300.000 mensenlevens. De totale hoeveelheid energie die vrijkomt bij, gesommeerd over alle aardschokken wordt geschat op 1025 erg per jaar.

Aardbevingen in Nederland
In Nederland zijn aardbevingen zeldzame verschijnselen; van de hier gevoelde aardbevingen ligt de haard meestal buiten Nederland. Voor zover de epicentra in Nederland zelf voorkomen, liggen ze in het zuidoosten, in Noord-Brabant en Limburg. De tektoniek wordt in deze provincies gekenmerkt door een ondergrond die door een serie vrijwel verticale breuken in hogere en lagere stroken, horsten en slenken, is verdeeld. Deze stroken komen vrijwel nergens aan de oppervlakte, maar worden bedekt door jongere afzettingen. Het breukgebied, dat van Zuid-Limburg in noordwestelijke richting door de provincie Noord-Brabant loopt, is een voortzetting van de veel belangrijkere breukzone in het Rijndal in Duitsland, waar aardbevingen dan ook vaker voorkomen dan in Nederland. De zwaarste beving vond enkele jaren geleden plaats in Roermond. Deze bereikte een maximale intensiteit van VII op de Europese Macroseismische schaal. De magnitude was 5,8 op de schaal van Richter. Hierbij vielen geen doden; door schoktoestand zijn later toch 2 mensen omgekomen.
Het lukt de seismologen steeds beter om aardbevingen te begrijpen, maar het voorspellen wil nog niet zo vlotten. Dit wordt in de toekomst steeds belangrijker, doordat de wereldbevolking ook steeds groter wordt. Grote rampen zullen dan niet voorkomen kunnen worden. Het streven is dus tegenwoordig naar een manier om aardbevingen te voorspellen. Die moet er wel een keer komen, maar een aardbeving is zeer moeilijk te voorspellen. Ik hoop, dat ze hiervoor iets bedenken.

Vulkanisme

Vulkanisme is een samenvattende naam voor de zichtbare exogene werking van een magma-extrusie, nabij- of aan het aardoppervlak. Dit extrusieve magma kan uitvloeiend aan de dag treden als lava en vervolgens stollen aan het oppervlak tot zgn. uitvloeiinggesteenten. Deze uitvloeiende stollingsgesteenten vormen in zekere zin een exogene pendant van de endogene intrusiegesteenten die ontstaan in diepere delen van de aardkorst door magma-intrusies en endogene werking, samengevat onder de naam plutonisme.

Vulkanen worden onderverdeeld in drie groepen (naar locatie):


Vulkanen die ontstaan als volg van subductie. Materiaal van de zinkende (oceanische) plaat smelt en vormt een soort bellen, die naar boven worden geperst. Ze verzamelen zich in een onderaardse ruimte, die wij een magmahaard noemen. Af en toe vinden hier uitbarstingen plaats.

Vulkanen op de mid-oceanische ruggen. Hier schuiven de platen uit elkaar; verder stroomt hier onafgebroken magma naar de oppervlakte.

Hotspot-vulkanen; deze bevinden zich boven een reusachtige magmabel (onder de platen), die wij een hotspot noemen. Schuift een te dun stuk van de plaat over een hotspot, dan breekt het vloeibare gesteente als een snijbrander door de korst heen.
Volgens een bekend model wordt magma diep in de aarde gevormd en het magma vloeit samen tot reusachtige druppels, zogenaamde diapirs. Deze stijgen om de zoveel tijd naar boven door de zwaardere, plastische mantel – wat een verklaring is voor het periodieke karakter van de meeste vulkaanuitbarstingen. Waar de plastische mantel in de harde mantel overgaat, dringt het magma in de diapirs door in scheuren en spleten en baant zich een weg door de aardkorst naar een magmahaard die een paar kilometer onder het aardoppervlak ligt.

De vulkanische massa’s van lava en gesteenten stijgen op door een toevoerkanaal, diatrema of eruptiepijp genoemd. Dit verwijdt zich in het bovengedeelte nabij het aardoppervlak tot een trechtervormige opening, de krater. Het door vulkanisme geleverde materiaal bestaat uit gassen, vloeibare lava, vaste vulkanische steenbrokken en fijnere korrels, die al naar gelang hun grootte worden aangeduid als vulkanische bommen /blokken, lapilli (Latijnse woord voor ‘steentjes’) en as; deze vaste bestanddelen vormen na hun (eruptieve) afzetting de zgn. vulkanische afzettingen, tuffen en ingnimbrieten (‘welded tuf’); de typisch gevormde eruptiewolk blaast de losse, vaste en asdeeltjes vaak tot zeer grote hoogte. De vulkanische steenbrokken kunnen dus worden ingedeeld naar hun grootte. Hieronder staat een tabel, waarin dit vermeld wordt.

Soort gesteente: As Lapilli Blokken Bommen
Grootte: < 2 mm 2 - < 64 mm > 64 mm > 64 mm
Of een steen groter dan 64 mm een bom of een blok is, wordt bepaald door de vorm. Zijn de brokken hoekig, dan zijn het blokken. Zijn ze afgerond, dan zijn het bommen.

Het indelen van vulkanen

Andesitische / basaltvulkaan
Er zijn vele manieren om vulkanen te onderscheideen. Ik zal er enkele gebruiken. De eerste is het onderscheid tussen een andesitische vulkaan en een basaltvulkaan. De andesitische vulkaan ontstaat, doordat een massa magma van lage dichtheid zich een weg baant naar het aardoppervlak. Wanneer de dichtheid van het opstijgende magma gelijk is aan die van het omringende gesteente, verzamelt het magma zich in een magmahaard. Elke verhoging in de druk van het magma kan het magma vervolgens door spleten in het gesteente erboven persen. Als het in een spleet omhoogkomende magma het oppervlak nadert, neemt de druk van het gesteente af. Uit het magma ontsnappende gassen zetten zich zo plotseling uit dat er een explosie aan het aardoppervlak. Hier ontstaat een trechtervormige opening, de kraterpijp, ontstaat. De lava die uit de pijp wordt geblazen, koelt af tot sintels, as en stof – met een verzamelnaam tefra genoemd. Rond de pijp verzamelt zich een ring van tefra en als de eruptie afneemt, verstopt een tefraprop de kraterpijp. Op den duur ontstaan er door volgende erupties nieuwe kraterpijpen in het tefra die de kraterpijp verstopt, waardoor tenslotte een vulkaankegel wordt opgebouwd. Incidentele uitbarstingen doen soms een explosiekrater in de vulkaantop ontstaan, waarna zich in de gevormde ketel een nieuwe vulkaankegel kan ontwikkelen.

De krater van een andesitische vulkaan kan verstopt raken. Als de druk onder het tefra en de gestolde lava die de pijp afsluit een bepaald peil bereikt, wordt de prop als de kurk in een champagnefles naar de oppervlakte geduwd en vormt daar een koepel of forse rug. Deze laatste erodeert echter al snel tot puin. Soms kan de druk in de vulkaan zo hoog oplopen dat de vulkaankegel het niet meer houdt en een van de flanken door een geweldige explosie kan instorten. Een enorme massa withete lava en as, vermengd met gassen, stroomt dan als gloedwolk of nuéé ardente langs de resterende hellingen naar beneden. Dit is ook gebeurd bij de Mt. St Helens in 1980. De meeste werkzame andesitische vulkanen met SiO2-rijkere lava's komen voor in zwaktezones van de aarde nabij de jonge ketengebergten, langs de randen van de continenten of langs eilandengordels (Andes, Antillen, Japan en Indonesië).

Het magma dat een basaltvulkaan vormt, baant zich vanuit de magmakamer via een spleet een weg naar boven. Veel van dergelijke spleten bereiken nooit de oppervlakte, waardoor het magma ondergronds stolt tot verticale, smalle kammen. Komt het magma wel aan het aardoppervlak, dan veroorzaakt het een spleeteruptie waarbij rode, hete lava over de hele breedte van de spleet naar buiten spuit. Men vermoedt dat de uitgestrekte platen van basaltgesteente, bijvoorbeeld die waarmee half India is bedekt, heel lang geleden door spleeterupties zijn ontstaan. Op een meer lokale schaal vormt zo’n uitbarsting een lage schildvulkaan. Gewoonlijk komt een spleeteruptie na enkele uren tot rust en zet de uitbarsting zich verder voort via één enkele kraterpijp. Dit kan een zeer bijzondere vuurfontein veroorzaken, als gesmolten, gloeiend hete lavamassa’s de lucht in worden geslingerd. De uitgeworpen hete lava vormt rivieren van vuur die over grote afstand door het landschap stromen. Als de eruptie aanhoudt, raakt de magmahaard volkomen leeg. De top van de vulkaan mist dan zijn steun, stort in de kamer en vormt zo een omvangrijke instortingskrater of caldera. Soms blijft de oorspronkelijke kraterpijp lava uitbraken, waardoor op de bodem van de caldera een andere, kleinere vulkaan ontstaat. Soms ook kiest het magma de gemakkelijkste weg omhoog via de spleten waarlangs de caldera instortte. Vuurfonteinen spuiten uit deze zijspleten omhoog en gloeiend gesteentesmelt stroomt in de caldera, waarin dan een lavameer ontstaat. Lava is zeer donker; de lava wordt onderverdeeld.
De twee voornaamste soorten hebben Hawaïaanse namen: Pahoehoe-lava is heet en stroomt snel; bij afkoeling stolt deze lava tot een glad oppervlak. Aa-lava is koeler en stolt tot een ruwe, verbrokkelde korst. De afgeronde vormen van kussen-lava ontstaan wanneer Pahoehoe-lava door water wordt afgekoeld.

Basaltvulkanen komen vaak langs oceanische ruggen voor, maar ook boven zogenoemde hotspots, waar materiaal direct uit de aardmantel opwelt en zich, ver van elke plaatrand, dwars door de plaat erboven perst. De bewegende plaat voert de vulkaan weg van zijn oorspronkelijke plaats boven de vaste hotspot, waardoor de vulkaan dooft en begint de eroderen. Intussen verschijnt boven de hotspot een nieuwe vulkaan naast de oude, op het deel van de plaat dat zich nu boven de hotspot bevindt. Het resultaat is één actieve vulkaan en een keten van steeds oudere en sterker geërodeerde vulkanen, die zich uitstrekt in de richting van de plaatverschuiving. Eilandenketens als die van Hawaï en de Galápagoseilanden in de Grote Oceaan danken hun ontstaan aan erupties van hotspots. De warme bronnen en geisers van Yellowstone, in de Amerikaanse staten Wyoming, Montana en Idaho, worden ook toegeschreven aan een hotspot onder het continent.
Basaltvulkanen veroorzaken nu en dan ernstige schade, maar ze zijn over het algemeen voorspelbaarder dan andesitische vulkanen. Toch zijn basaltvulkanen zeer lastig of niet te stoppen als ze eenmaal een eruptie ‘veroorzaakt’ hebben.
Het grote verschil tussen andesitische en basaltvulkanen is de grote van de eruptie. De eruptie van een basaltvulkaan is weinig krachtig en zal alleen op langere termijn schade aanrichten. Daarentegen is de eruptie van een andesitische vulkaan krachtig tot zeer krachtig. Dit gaat meestal gepaard met grote aswolken en bommen en blokken. Deze kunnen veel schade aanrichten.

Indeling naar aard van uittredend materiaal
Bij een andere indeling van vulkanen wordt gekeken naar de aard van het uittredend materiaal (gassen, lava of efflata). De onderlinge hoeveelheden van deze producten hangen samen met de chemische samenstelling van het magma, die bovendien de mate van vloeibaarheid van de lava bepaalt.
Basische lava's, die basalt leveren, zijn dunvloeibaar en ontgassen daardoor gemakkelijk. Zuurdere lava's, zoals andesiet en daciet, zijn minder vloeibaar, waardoor de gassen moeilijk ontwijken, als gevolg waarvan de gasdruk kan oplopen en explosies ontstaan, waarbij gestolde lavadeeltjes in de lucht geworpen worden en op de aarde terugvallen (efflata). Zure lava's, zoals ryoliet, zijn dikvloeibaar, waardoor de gasdruk zeer hoog kan oplopen, gepaard gaande met grote explosiviteit en een grote gasproductie.
1) Zuivere lava-uitvloeiingen zijn meestal basaltisch en kunnen de ‘oceanische basalten’ leveren. Zij komen voor in alle oceanen, zowel op de oceaanbodem als onderzeese vulkanen, als op eilanden zoals Hawaï en IJsland. Daarnaast komt basaltisch vulkanisme voor op continenten waar deze ten gevolge van continentverschuiving doorsneden worden door breuken, zoals in het Afrikaanse slenkgebied. Omdat basaltlava dunvloeibaar is en betrekkelijk rustig uitvloeit, worden vrij vlak liggende lavadekken gevormd.
2) Bij een centrale eruptie ontstaan schildvulkanen die een zeer geringe helling hebben, bijvoorbeeld de Hawaïaanse vulkanen. Spleeterupties, gelokaliseerd op breuken van enkele tientallen kilometers lengte, komen op o.a. IJsland voor. Beide soorten erupties kunnen grote gebieden met basalt bedekken en vormen de plateaubasalten.
3) Het minder basische vulkanisme komt meestal voor aan de randen van plooiingsgebergten en vormt als regel stratovulkanen, waarbij zowel as als lava geproduceerd wordt. Afwisselend wordt pyroklastisch materiaal uitgeworpen of stroomt lava uit de krater, waardoor een gelaagde kegelvormige vulkaan ontstaat, opgebouwd uit lagen efflata en lava. Bekende stratovulkanen zijn de Vesuvius en de Stromboli. Soms kunnen stratovulkanen ongewoon hevige uitbarstingen hebben, zoals de Vesuvius in 79 n.C. waarbij Pompeii en Herculaneum verwoest werden. Bij een dergelijke uitbarsting kan zoveel materiaal naar buiten geworpen worden, dat de kraterpijp inzakt en zich een caldera met een diameter van soms vele kilometers vormt. Dit vond bijvoorbeeld plaats bij de eruptie van de Krakatau in 1883.
4) Het meest zure vulkanisme heeft vaak een zeer explosieve werking, waarbij kraters met een diameter van enkele kilometers kunnen ontstaan. Worden deze later met regenwater gevuld, dan noemt men zo'n meertje explosiemeer of maar. In andere gevallen ontstaan bij zo'n explosie suspensies van lavadeeltjes in gloeiend hete gassen die als gloedwolken langs de vulkaanhelling naar beneden stromen, onderweg alles verwoestend. De afzettingen van zo'n gloedwolk (nuée ardente) noemt men ignimbriet of smelttuf. Ook kunnen in de vulkaanpijp dikke lavaproppen gevormd worden, die vaak dome-vormig zijn. Een bekend voorbeeld hiervan is de Puy de Dôme in Auvergne.

Indeling naar verschil tussen de verschillende eruptietypen

In de afbeelding zie je de indeling van de belangrijke centrale uitbarsting in een aantal eruptietypen volgens de gasdruk en de viscositeit van het magma. De uitleg van het figuur kun je vinden op de volgende pagina. Je kunt zien dat alle vulkaanerupties naar bestaande vulkanen of (in het geval van de Pliniaanse) naar een bekend iemand (Romeins geschiedschrijver Plinius) die de ramp beschreef.
1) Het eerste type is het Hawaï-type. Het zijn meestal eilandjes in de zee. Ze hebben een krater met een doorsnede van 4 à 5 km. Bij deze vulkanen is er dus een caldera. Deze caldera kan niet bewoond worden. Het borrelt en pruttelt er voortdurend van de gloeiende lava. Ook bij deze vulkanen stijgen er regelmatig gasbellen uit de krater op. Soms loopt de caldera vol met magma. Af en toe loopt er een beetje magma over de rand. Dan stroomt het magma als lava de berg af. Het gebeurt ook wel eens dat de druk van het magma in een keer zo groot is, dat er een stuk van de vulkaan afbreekt. Dan stroomt de héle caldera leeg. Lava-massa's van honderden meters breed komen dat de berghellingen afgestroomd. De hellingen van deze vulkanen zijn niet zo steil, dus komt de lava niet zo snel naar benenden. De Hawaii-vulkaaneilanden liggen in de Grote Oceaan en behoren tot de Verenigde staten.
2) Het tweede is het Stromboli-type. Dit is een rustige vulkaan. Wel komt er geregeld wat lava naar buiten, elke week wel een keer. Ook stijgen er steeds gassen uit de krater op. De vorm van deze vulkanen lijkt veel op de van een kegel. De Stromboli zelf is een eiland-vulkaan in de buurt van Sicilië.
3) Het derde type is het Vulcano-type. Bij dit type vulkaan begint de lava meteen te stollen zodra hij in de buitenlucht komt. Een gedeelte van de lava stolt al in de krater- pijp. Daardoor zit de kraterpijp al heel snel weer verstopt. Na een tijdje wordt de druk van het magma weer te groot. Opeens vliegt de prop uit de vulkaan en vliegen er talloze stenen rond. Ook ontsnappen er gassen uit de vulkaan en ontstaat er een asregen. De vorm van deze vulkanen is hoog en stijl. De Vulcano zelf is een eiland dat in de buurt van de Stromboli ligt.
Krachtigere erupties van het vulcano-type worden wel aangeduid als de Vesuvius-type.
4) Het vierde type is het Pliniaans type. Tijdens de met een vulcano-fase beginnende uitbarsting ontwikkelt zich een geweldige gasuitstroming. Hierbij wordt de kraterpijp sterk uitgeschuurd en kunnen de aswolken een grote hoogte bereiken.
5) Het vijfde type is het Merapi-type. Een dikvloeibare lava wordt uit de kraterpijp gestuwd en krijgt dadelijk een stollingskorst. Binnen deze korst blijft de lavaprop dikvloeibaar. Elke nieuw oppersing van lava door de kraterpijp doet de korst van de prop barsten, waardoor hete lavablokken langs de vulkaanhelling naar beneden rollen. Er ontstaan lawines van gloeiende stenen en ten gevolge van vergruizing ontstaan er gloedwolken van hete lavastof.
6) Het zesde type is het Sint-Vincent-type. Bij de eruptie hiervan wordt een mengsel van pyroklatica en gassen uitgestoten. Bij het uitstromen vergruizen de pyroklastica en onstaat een soort aërosol dat als een gloedwolk de helling afstroomt.
7) Het zevende en laatste type is het Pelée-type. Hierbij bevindt zich een prop van gestolde lava boven in de kraterpijp. Het met as beladen hete gas ontwijkt min of meer horizontaal uit een opening onder de prop en schiet als een gloedwolk (nuée ardente) met grote snelheid de helling af.
8) Eigenlijk zou deze er ook bij moeten staan, maar dit is een geval apart. Ik heb het over een onderzeese uitbarsting van een vulkaan. Vlak onder de zeespiegel zijn uitbarstingen altijd zeer krachtig; het magma explodeert wanneer het in contact komt met het zeewater waarna de vulkaan stoom- en aswolken en soms puimsteen zal uitspuwen. Wanneer de zachtglooiende kegel boven zee uitkomt, zal hij soms verstevigd worden door een schild van lava; als dat niet gebeurt zal het nieuwe eiland weer snel door de golven worden afgebroken. Een verzonken vulkaan die meer dan 300 meter diep ligt, is niet zichtbaar vanaf de oppervlakte; door de druk van het water blijven de vulkanische gassen en stoom in oplossing, terwijl de lava in kussenvormige blokken langs de hellingen van de vulkaan naar beneden rollen.

De Vulkaan-Explosiviteit-Index (VEI)

Vulkaanuitbarstingen kunnen net als aardbevingen worden ingedeeld naar hun kracht. De zogenaamde Vulkaan-Explosiviteit-Index is een schaal die gebaseerd is op een aantal dingen die kunnen worden geobserveerd tijdens een eruptie.

De oorzaak van het vulkanisme

Het wordt aangenomen, dat de oorzaak van het vulkanisme ligt in vulkaanhaarden op diepten van 10-20 km. Door temperatuurdaling, kristallisatie in het magma en drukontlasting ten gevolge van tektonische werking in de korst kan de hoger wordende gasdruk in de magmakamer het protrusieve vulkanische materiaal langs breuken en spleten naar hogere delen van de korst voortstuwen. Volgens Niggli zijn het vooral de gasbestanddelen in het magma die het vulkanisme veroorzaken, waarbij doorgaans een relatief klein deel van de inhoud van de magmahaard het aardoppervlak bereikt. Het merendeel stolt op geringe diepte van de korst in zgn. sub-vulkanen. Alle magmatische stollingsgesteenten tot een diepte van ca. 2 km beschouwt men als sub-vulkanisch. Dan volgt een overgang naar sub-plutonische gesteenten, als een samenhang met plutonisme zich begint te manifesteren. Het sub-vulkanisme met het binnendringen van magma langs spleten en andere zwakke plaatsen zonder het aardoppervlak te bereiken staat vaak in relatie met vele ertsafzettingen.

Andere vulkanische verschijnselen

Vaak komen bij vulkanen of op vulkanen spleten en gaten in de grond voor, waar gassen uit wegstromen. Dit zijn fumarolen. De gassen hebben een temperatuur van 100-1000 ºC. De chemische samenstelling van de ontwijkende gassen of dampen hangt af van de temperatuur: boven de 400 ºC komen veel zuren, zoals zoutzuur en zwavelzuur vrij; beneden deze temperatuur komen vooral zwavelwaterstof, kooldioxide en water voor. Speciale fumarolen zijn mofetten waaruit kooldioxide, en solfataren waaruit zwavelverbindingen naar buiten treden.

Een veel bekender vulkanisch verschijnsel is de geiser. Geiser is IJslands voor spuiter.
Een geiser is een bron waaruit op min of meer regelmatige tijden een straal heet water en stoom met kracht ontwijken, soms opspuitend tot een hoogte van vele tientallen meters. Geisers komen alleen voor in gebieden met recent vulkanisme, waar op geringe diepte hoge temperaturen heersen. Het naar beneden infiltrerende grondwater wordt daardoor tot aan het kookpunt verhit. Het hete water bevat daar veel opgelost gas, dat op een gegeven ogenblik kleine belletjes vormt, die opstijgen en dan als gevolg van de drukafneming en door het opnemen van veel waterdamp zeer snel in grootte toenemen. Dit resulteert in een eruptie, die duurt totdat een groot deel van het hete water is uitgespoten. Vervolgens wordt uit een systeem van ondergrondse kanalen nieuw, kouder water toegevoerd, dat wordt opgewarmd tot de temperatuur hoog genoeg is om een nieuwe eruptie te doen plaatsvinden. De tijd tussen twee erupties is voor individuele geisers zeer verschillend: bij sommige is dit enkele minuten, maar bij andere vele dagen. Bij sommige geisers vinden de erupties zeer regelmatig plaats, zoals bij de Old Faithful-geiser in het Yellowstone Park in de Verenigde Staten, die ongeveer om het uur, zomer en winter, in actie is.

Door afzetting van in het water opgeloste stoffen, voornamelijk kalk, wordt om de opening van de geiser een kegel opgebouwd van geiseriet (SiO2 + H2O) of, zeldzamer travertijn (CaCO3).
Er zijn drie gebieden op aarde met grote aantallen geisers: IJsland, het Yellowstone Park en het Noord-Eiland van Nieuw-Zeeland. Elders, bijvoorbeeld in Japan komen ook geisers voor, maar veel minder talrijk
Een hete bron werkt eigenlijk ongeveer hetzelfde als een geiser, maar bij de hete bron is er niet zoveel druk, zodat de hete bron niet tot een eruptie komt. De temperatuur van de hete bron ligt meestal rond de 60 ºC.

Minder bekende vulkanische verschijnselen

Hoewel er zware uitbarstingen waren die de mens met vrees en ontzag vervulde, worden zelfs deze rampen nog overtroffen door twee vrijwel onbekende vormen van vulkanisme. Nog maar zes miljoen jaar geleden – naar geochronologische maatstaven kort geleden – werd het plateau van de Columbia Rivier in het noordwesten van de Verenigde Staten bedolven onder een 30 meter dikke laag gesmolten basalt doordat langs honderden kilometers lange scheuren basalt uitvloeide. Hoewel delen van alle continenten op soortgelijke wijze zijn gevormd, heeft men er nog maar weinig inzicht in hoe dat precies is gegaan. Aan de hand van de theorie van de platentektoniek is er niet direct een verklaring voor te vinden en onderzoekers hebben nog steeds geen uitbarstingen van dit type kunnen observeren.

Basaltstromen ontstaan waarschijnlijk boven op de buitenste aardmantel. Als er door spanning scheuren in de aardkorst ontstaan, spuit het vloeibare magma direct naar de oppervlakte. Vergeleken met de omvang van dergelijke uitbarstingen, vallen alle andere vormen in het niet: in één week kan 1500 kubieke kilometer lava omhoogkomen.

Evenals basaltstromen hebben zware asvloeden meestal niets te maken met vulkanische bergen – hoewel ze op kleinere schaal vaak voorkomen bij gewone vulkaanuitbarstingen. Asvloeden ontstaan wanneer boven een reservoir met daarin magma met een hoog siliciumgehalte een gebied met scheuren ontstaat en het magma naar de oppervlakte spuit. Daarbij wordt in tientallen kubieke kilometer zandachtige as afgezet. Het resultaat is een waarlijk maanlandschap – daarom kregen Amerikaanse astronauten vroeger een deel van hun opleiding in zo’n gebied, in de Valley of Ten Thousand Smoking in Alaska.

Een Basaltstroom

Uiterst vloeibaar magma spuit plotsteling naar de oppervlakte via een reeks breuken, die wel 25 kilometer lang en 15 meter breed kunnen zijn. De lava die uit zulke spleten stroomt – ongeveer 20 kubieke kilometer per dag – is zo heet en vloeiend, dat hij met een snelheid van meer dan 10 km per uur al van de lichtste helling afstroomt en zo een 150 kilometer brede lavalaag kan achterlaten. In de loop van duizenden jaren kan op die manier een 750.000 vierkante kilometer groot lavaplateau ontstaan dat bijna 1½ kilometer dik is.

Een Asvloed

Op nauwelijks 1½ kilometer onder het aardoppervlak wordt de aardkorst geleidelijk ondermijnd door een reusachtige magmahaard. Waneer het dak van het reservoir het begeeft, ontstaat er een geweldige Pliniaanse uitbarsting, waarbij een ringvormig stelsel van breuken ontstaat. De uitzettende gassen druiven een kolkend mengsel van puimsteen en as door de breuken naar boven dat vlak boven de grond blijft hangen en het hele landschap verwoest. Het oppervlak zal vervolgens instorten en aldus zal een calde(i)ra ontstaan.

Veel slachtoffers

Vulkanen zijn zeer dodelijk. Vaak zijn ze niet te voorspellen en zodoende komt de eruptie dan als een verassing. Hierbij komen vaak mensen om het leven. Het is de wetenschap tot nu toe nog niet goed gelukt vulkaanuitbarstingen te voorspellen. Er wordt wel veel geprobeerd, maar er is nog niks concreets gevonden.
Hieronder staat een tabel met enkele grote rampen met vulkanen. Verder staat er ook bij, hoe de meeste slachtoffers gevallen zijn.

Aantal Doden, Welke vulkaan, Wanneer, Hoofdoorzaak van alle doden
92,000 Tambora, Indonesië 1815 Honger
36,417 Krakatau, Indonesië 1883 Tsoenami
29,025 Mt. Pelée, Martinique 1902 Nuéé Ardente
25,000 Ruiz, Colombia 1985 Modderstromen
14,300 Unzen, Japan 1792 Instorten van de vulkan, tsoenami
9,350 Laki, IJsland 1783 Honger
5,110 Kelut, Indonesië 1919 Modderstromen
4,011 Galunggung, Indonesië 1882 Modderstromen
3,500 Vesuvius, Italië 1631 Modderstromen, lavastroom
3,360 Vesuvius, Italië 79 Asvloed
2,957 Papandayan, Indonesië 1772 Asvloed
2,942 Lamington, Papua N.G. 1951 Asvloed
2,000 El Chichon, Mexico 1982 Asvloed
1,680 Soufriere, St Vincent 1902 Asvloed
1,475 Oshima, Japan 1741 Tsoenami
1,377 Asama, Japan 1783 Asvloed, modderstromen
1,335 Taal, Filippijnen 1911 Asvloed
1,200 Mayon, Filippijnen 1814 Modderstromen
1,184 Agung, Indonesië 1963 Asvloed
1,000 Cotopaxi, Ecuador 1877 Modderstromen
800 Pinatubo, Filippijnen 1991 Ineenstorting van daken, ziekte
700 Komagatake, Japan 1640 Tsoenami
700 Ruiz, Colombia 1845 Modderstromen
500 Hibok-Hibok, Filippijnen 1951 Asvloed

In totaal vielen er tussen 1600 en 1982 238.867 doden.

Het is te hopen dat in de toekomst het voorspellen van vulkaanuitbarstingen wel lukt, want anders zullen er nog veel mensen omkomen bij dit natuurgeweld.