Platentektoniek

Inleiding: Tweehonderd miljoen jaar geleden was het mogelijk om over land van Australië naar Noord Amerika te lopen – en dat is precies wat veel dinosauriërs en andere landvertebraten deden. Een kaart met de toenmalige verdeling van continenten en oceanen zou voor iedere niet-aardrijkskunde leraar onherkenbaar zijn. De veranderingen in de locaties en de kenmerken van de continenten zijn het resultaat van geologische processen zoals continentale drift en platentektoniek. De continenten, die ingebed liggen in de grotere platen oceanische korst, hebben zich verplaatst over het aardoppervlak en doen dat nog steeds. In de begin jaren 60 startte met het verschijnen van de theorie over platentektoniek een ware revolutie in de geologie. Sinds die tijd hebben wetenschappers deze theorie bevestigd en aangepast en hebben zij nu een veel beter begrip van hoe onze aarde is gevormd door platentektonische processen. Het is nu bekend dat, direct en indirect, platentektoniek bijna alle geologische processen beïnvloedt en beïnvloed heeft. Het idee dat het aardoppervlak continu verschuift heeft de manier waarop we naar de wereld kijken grondig veranderd. In deze scriptie wil ik ingaan op hoe deze theorie is ontstaan en wat hij precies betekent maar vooral wat de gevolgen van platentektoniek zijn. Mijn hoofdvraag voor deze scriptie wordt dan ook: Op welke manier(en) heeft platentektoniek, direct en indirect, vroeger invloed gehad, vandaag de dag en in de toekomst invloed op veranderingen op het aardoppervlak? De weg die ik wil bewandelen alvorens bij het antwoord te komen zal gaan langs een hoofdstuk waarin ik een beknopte introductie geef op het onderwerp en de platentektoniek in een historisch perspectief zet en vertel wat er aan de totstandkoming van de theorie over de platentektoniek voorafging (hoofdstuk 1) en een hoofdstuk waarin ik uitgebreid uit probeer te leggen wat platentektoniek nu precies is (hoofdstuk 2). In dit hoofdstuk zal ik ook nog beknopt wat vertellen over gebergtevorming (§ 2.3). In het derde hoofdstuk zal ik ingaan op de manieren waarop de theorie bewezen kan worden en hoe de bewegingen van platen gemeten worden. Hierna ga ik in op de gevolgen van de platentektoniek in de vorm van aardbevingen (§4.1), vulkanen (§4.3) en dergelijke. In hoofdstuk 5 vervolgens geef ik een toekomstbeeld aan de hand van verwachte plaatbewegingen. Tenslotte een hoofdstuk waarin ik duidelijk maak dat we nog lang niet alles weten en er nog steeds onbeantwoorde vragen zijn. Ik sluit mijn scriptie af met mijn conclusie. Hoofdstuk 1 Platentektoniek beknopt uitgelegd in een historisch perspectief

Een plaat is een groot stuk van de lithosfeer (de buitenste laag van de aardbol, met een dikte van ongeveer 100 km.) dat als een star geheel over de asthenosfeer (deel van de bovenmantel tussen ongeveer 100 en 250 km diepte) beweegt. Tektoniek komt van het Griekse tektein (‘tektein’), dat bouwen betekent. Deze twee woorden, plaat en tektein, samenvoegend kom je dus bij platentektoniek, wat slaat op hoe de aarde is opgebouwd uit platen. De platentektoniek verklaart de grote geologische en geofysische verschijnselen uit de onderlinge bewegingen van een aantal vaste platen van de aardkorst. Dit zijn stukken van de lithosfeer. Sommige platen bevatten zowel vastelanden als stukken oceaanbodem; andere bestaan alleen uit oceaanbodem. De lithosfeerplaten kunnen in horizontale richting verschoven worden doordat de onderliggende laag in de aardmantel, de asthenosfeer, minder hard is en langzame bewegingen toelaat. Voor de komst van de theorie over de platentektoniek echter, was men al van mening dat de continenten zoals wij deze vandaag de dag kennen onderdelen waren van vroeger bestaande enorme landmassa’s (zogenaamde supercontinenten.) Figuur 1 op de volgende bladzijde toont de ‘splitsing’ van het supercontinent Pangaea (Grieks voor ‘alle landen’) wat een prominente rol speelde in de theorie van de continentendrift; de voorloper van de theorie van de platentektoniek (de rest van de wereld was overigens ‘Panthalassa’, wat Grieks is voor Alle Zeeën). Volgens deze theorie begon Pangaea ongeveer 220 tot 225 miljoen jaar geleden zich op te splitsen om uiteindelijk te leiden tot de wereld met de continenten zoals we deze vandaag de dag kennen. Platentektoniek is een vrij nieuw wetenschappelijk begrip, ongeveer dertig jaar geleden geïntroduceerd, maar het heeft geleid tot een revolutie in het begrijpen van de aarde. De theorie heeft de studie van de aarde verenigd door allerlei zijtakken van de aardwetenschappen samen te voegen; van paleontologie (de studie van fossielen) tot seismologie. De theorie heeft voorzien in antwoorden op vragen waar wetenschappers eeuwenlang over gespeculeerd hadden, zoals waarom aardbevingen en vulkaanuitbarstingen plaatsvinden in erg specifieke gebieden over de wereld, en hoe en waarom grote gebergten als de Alpen en de Himalaya zijn gevormd. Waarom is de aarde zo onstuimig? Wat kan de grond zo enorm doen schudden, vulkanen doen uitbarsten met enorme kracht en enorme gebergten doen oprijzen tot enorme hoogtes? Wetenschappers, filosofen en theologen hebben eeuwenlang met deze vragen rondgelopen. Tot de achttiende eeuw geloofden de meeste Europeanen dat de zondvloed een enorme rol had gespeeld in het schapen van het aardoppervlak. Deze manier van denken wordt ook wel het catastrofisme genoemd; de aarde zou vroeger hebben blootgestaan aan plotselinge, hevige en kortstondige gebeurtenissen die buiten de menselijke ervaring en wetenschappelijke kennis liggen. Zowel de levende natuur (de flora en fauna) als de ‘dode’ natuur (het fysieke aanzien van de aarde) zouden door zulke revoluties grondig zijn veranderd. Rond de helft van de 19e eeuw moest het catastrofisme baan maken voor het uniformitarianisme, deze leer ging uit van het gelijk blijven van de werkzame processen, zowel naar hun aard als naar intensiteit, in de loop van de geologische tijd; ‘The present is the key to the past’ zoals Schotse geoloog James Hutton stelde. Het geloof dat de continenten niet altijd in hun huidige posities hebben gelegen werd al lang gedacht voor de 20e eeuw. De, Nederlandse, kaartenmaker Abraham Ortelius vermoedde dit in 1596 al in zijn werk ‘Thesaurus Geographicus.’ Hij suggereerde dat Noord en Zuid-Amerika af waren ‘gescheurd’ van Europa en Afrika door aardbevingen en vloedgolven. Verder zegt hij: “De sporen van de afbraak laten zich zien als iemand een wereldkaart voor zich neemt en nauwkeurig de kustlijnen van de drie continenten bekijkt.” Ortelius’ ideeën kwamen in de 19e eeuw weer boven drijven. Het was echter pas in 1912 dat het idee van bewegende continenten serieus werd beschouwd als een volledige wetenschappelijke theorie en werd gepubliceerd door de 32 jarige Duitse meteoroloog Alfred Lothar Wegener. Hij beweerde dat ongeveer 200 miljoen jaar geleden het supercontinent Pangaea zich begon te splitsen. Alexander Du Toit, hoogleraar geologie aan de universiteit van Johannesburg en een van Wegener’s trouwste aanhangers, stelde Pangaea eerst in twee grote landmassa’s splitste, ‘Laurazië’ in de noordelijke hemisfeer en ‘Gondwanaland’ in de zuidelijk hemisfeer (zie figuur1.) Deze twee grote landmassa’s begonnen daarna verder te splitsen in de verschillende continenten die we vandaag de dag kennen. De theorie van Wegener was deels gebaseerd op de volgens hem opmerkelijke manier waarop Zuid-Amerika en Afrika in elkaar leken te passen, wat dus al drie eeuwen eerder door de Nederlander Abraham Ortelius was opgemerkt. Iets anders wat bij zijn theorie belangrijk was waren de gelijke plant- en dierfossielen die gevonden werden aan de op elkaar aansluitende kustlijnen van Zuid-Amerika en Afrika, die tegenwoordig ver van elkaar af liggen. Hij beredeneerde dat het onmogelijk zou zijn geweest voor de meeste van deze dieren om naar de andere kant van de oceaan heen gezwommen te zijn of voor de planten om erheen getransporteerd te zijn. Dit laatste was voor hem het meest tekenende bewijs dat Afrika en Zuid-Amerika ooit aan elkaar vast gezeten zouden hebben. Figuur 2 toont fossielen die gevonden zijn en continenten overlappen. Volgens Wegener verklaarde het van elkaar ‘afdrijven’ van de continenten na de splitsing van Pangaea niet alleen de fossielen die op zo’n grote afstand van elkaar werden gevonden, maar was het ook het bewijs van enorme klimaatveranderingen op sommige continenten. De ontdekking van de fossielen van tropische planten in Antarctica was het bewijs dat dit nu bevroren land vroeger dichter bij de evenaar had moeten liggen. De theorie van de continentale drift zou leiden tot een geheel nieuwe manier waarop naar de aarde gekeken werd. Maar in de tijd dat Wegener deze theorie introduceerde geloofde de wetenschappelijke gestelde orde standvastig dat de continenten en de oceanen permanente onderdelen van het aardoppervlak waren. Het was dus geen verrassing dat zijn ideeën niet positief ontvangen werden, zelfs ondanks het feit dat het leek te kloppen met de wetenschappelijke informatie die toen beschikbaar was. De fatale zwakte van zijn theorie was dat het geen bevredigend antwoord gaf op de hamvraag gesteld bij de gestelde wetenschappelijke orde: “Wat voor soort krachten konden sterk genoeg zijn om zulke enorme landmassa’s over zulke grote afstanden te verplaatsen?” Volgens Wegener hadden de continenten zich simpelweg door de oceaan geploegd, maar de beroemde Britse geofysicus Harold Jeffreys meende dat het onmogelijk was dat grote landmassa’s zich simpelweg door de oceaanbodem door konden ploegen zonder uiteen te vallen (het oceanische basalt zou hier te sterk voor zijn.) Door de afwijzing van zijn theorie heeft Wegener de rest van zijn leven gezocht naar extra bewijs om zijn theorie te bewijzen. Hij stierf in 1930 tijdens een expeditie in Groenland. Na zijn dood kwam er nieuw bewijs beschikbaar door bestudering van de oceaanbodem en andere studies die de interesse in Wegeners weer opwekte, uiteindelijk leidend tot het ontwikkelen van de theorie van de platentektoniek. Platentektoniek heeft bewezen net zo belangrijk te zijn voor de geologie als dat de ontdekking van de structuur van het atoom was voor de natuur- en scheikunde en de evolutietheorie voor de biologie. Hoewel de theorie van de platentektoniek nu een algemeen door de wetenschappelijke wereld erkende theorie is, wordt er over bepaalde aspecten van deze theorie nog steeds gediscussieerd. Een van de hoofdvragen is nog steeds de vraag waar Wegener geen antwoord op wist te vinden; Wat zijn de krachten die de platen voortdrijven? Andere vragen waar wetenschappers zich mee bezighouden is hoe platentektoniek gewerkt kunnen hebben eerder in de geschiedenis van de aarde en of er gelijksoortige processen plaatsvinden of hebben plaatsgevonden op andere planeten in ons zonnestelsel. Hoofdstuk 2 § 2.1 Platentektoniek nader uitgelegd
Hiervoor heb ik het erover gehad hoe de theorie van de platentektoniek nu eigenlijk is ontstaan. Nu zal ik dieper ingaan op wat platentektoniek nu precies is. Zoals ik in het begin van hoofdstuk 1 al vermelde, is de lithosfeer de buitenste laag van de aarde. Deze is samen met de daarop liggende aardkorst zo’n 100 kilometer dik. De aardkorst is 30 tot 50 kilometer dik en bestaat uit vast gesteente. Deze aardkorst is niet één geheel. Zij bestaat uit verschillende platen, ook wel schollen genoemd, die op het vloeibare middelste van de aarde drijven. Deze laag bestaat uit de asthenosfeer en de lithosfeer en zij bestaan uit vloeibaar gesteente: magma. De aardkorst bestaat uit ongeveer 9 grote platen en meerdere kleine (zie figuur 3 en 4.) De korst kent twee verschijningsvormen: continentale en oceanische korst. Continentale platen zijn gemiddeld 40 kilometer dik, oceanische zijn veel dunner, gemiddeld zo'n 7 kilometer. Deze platen drijven op het vloeibare gesteente binnen in de aarde. Ze bewegen dus. De voornaamste reden hiervoor is de inwendige warmte van de aarde. Deze warmte hangt hoogstwaarschijnlijk samen met de manier waarop de aarde ontstaan is, zo’n vijf tot zes miljard jaar geleden. Volgens de meest gangbare hypothese is de aarde ontstaan uit een wolk kosmische stofjes die zich samenbalden tot een steeds grotere en meer compacte bol. Deze bol werd onder invloed hiervan zeer heet. De bol koelde daarna van buiten af, maar de korst van relatief slecht geleidend gesteente isoleerde het inwendige van de bol. Daardoor koelde het inwendige van de bol niet verder af. De energie die vrijkomt bij het uiteenvallen van radioactieve stoffen in de aarde houdt de temperaturen in stand. Kortom: de kern van de aarde is nog zeer heet en verwarmt daardoor de asthenosfeer. Het diepere materiaal is het heetst en komt naar boven. Boven in de mantel botst dit materiaal tegen de lithosfeer en stroomt het horizontaal naar twee kanten weg. Naarmate het materiaal hoger komt, koelt het ook af en neemt de soortelijke massa1 toe. De zwaarder geworden substantie zakt op een andere plaats naar beneden. Deze kringlopen van (in dit geval) gesmolten mantelmateriaal worden convectiestromen genoemd. Door de convectiestromen bewegen de platen van de lithosfeer. In de gebieden waar de convectiestromen naar boven komen, wordt de aardkorst omhoog gedrukt. In de oceanen ontstaan zo de mid-oceanische ruggen. Daar vormt zich ook een nieuwe oceaanbodem, doordat de platen aan weerszijden uiteenwijken en het tussenliggende gebied gevuld wordt met stollend magma. De platen spreiden zich ieder jaar zo’n tweeënhalve centimeter per jaar, wat dus neerkomt op vijfentwintig kilometer per miljoen jaar. Dit lijkt naar menselijk maatstaven misschien weinig, maar omdat dit proces al miljoenen jaren bezig is, heeft het geleid tot duizenden kilometers van plaatverschuivingen. Deze verschuivingen over de afgelopen honderd tot tweehonderd miljoen jaar over de aardbodem hebben ertoe geleid dat de Atlantische Oceaan van het kleine watertje tussen Europa, Afrika en (Noord- en Zuid-) Amerika uitgegroeid is tot de enorme oceaan die het vandaag de dag is. Als we aannemen dat de huidige bewegingen nog enkele tientallen miljoenen jaren aanhouden, zullen ook Noord- en Zuid-Amerika van elkaar gescheiden worden. Verder is de Middellandse Zee dan verdwenen en zit Afrika vast aan Europa. Oost-Afrika zal echter een nieuw continent zijn en de Rode Zee is uitgegroeid tot een nieuwe oceaan. Hierover meer in hoofdstuk 5, waarin ik uitgebreid in zal gaan op de toekomstige verschuivingen. Op de randen van deze platen bewegen zij van elkaar af, naar elkaar toe en langs elkaar. Hier ontstaan de zogehete botsingzones. De voornaamste geologische natuurverschijnselen ontstaan op deze botsingzones: gebergtevorming, aardbevingen en vulkanisme. Wat er gebeurt hangt af van wat voor platen het zijn. Wanneer twee oceanische platen elkaar ontmoeten gebeurt er wat anders dan wanneer twee continentale platen elkaar ontmoeten. Hetzelfde geldt voor een oceanische plaat en een continentale plaat. Daarnaast hangen de gevolgen ook af van wat er gebeurt: drijven de platen uit, naar, of langs elkaar. Men onderscheidt drie soorten botsingszones: door divergente beweging, door convergente en door transversale. Ik zal ze alledrie toelichten. § 2.2 Divergente beweging
De platen bewegen van elkaar af. Daar waar platen uit elkaar drijven, komt er gesmolten gesteente omhoog als lava waardoor er nieuw materiaal aan de platen vastgroeit; basalt. Op deze manier worden nieuwe oceaanplaten gevormd. De plaats waar dat gebeurt noemt men ook wel oceaanruggen. Oceaanruggen zijn zelden meer dan 1500 meter hoog, maar ze kunnen zich duizenden kilometers lang over de zeebodem slingeren. In alle grote oceanen bevindt zich een oceaanrug. Het beste voorbeeld hiervan is waarschijnlijk de Mid-Atlantische Rug. Deze onderwater bergketen, die bijna de hele Atlantische Oceaan van noord tot zuid scheidt, is slechts een deel van de mid-oceanische ruggen die rondom de aarde lopen.. Een divergente botsingzone binnen een continent noemt men continentale scheurvorming; zeebodemspreiding. Hierover zal ik wat meer vertellen in § 2.5. § 2.3 Convergente beweging
De platen bewegen naar elkaar toe. Soms wordt de rand van de plaat geleidelijk vernietigd door de kracht van de botsing. Maar soms rimpelt de rand van de plaat, zodat er bergketens ontstaan. Als de ene tektonische plaat bij een botsing onder de andere wordt gedwongen noemt men dit subductie. Dit gebeurt meestal doordat een zware oceaanplaat op een lichtere continentale plaat botst; de toplaag van de mantel en de oceaankorst zinken onder het continent. Er wordt een diepe zeetrog2 gevormd. Als de plaat naar beneden schuift komt er ook water mee. De stenen beginnen op te warmen terwijl ze naar beneden gaan en smelten. De plaat beweegt naar beneden met een paar centimeters per jaar. Later gaan de gesmolten rotsen langzaam omhoog. De gesmolten rotsen doen hier wel tienduizenden jaren over. Hierna kunnen er twee dingen gebeuren. Ze kunnen weer vast worden. Ze vormen dan bijvoorbeeld graniet. Of de gesmolten rotsen (ook wel magma) bereiken het oppervlak en barsten dan uit. Dit komt omdat het magma lichter is dan het vaste gesteente doordat het is vermengd met gassen. Hierna koelt het snel af en vormen ze onder andere basalt. Een voorbeeld van zo een plaat is de Oost Pacifische plaat. Deze beweegt met negen centimeter per jaar naar Zuid-Amerika. Dit lijkt niet veel maar in tien miljoen jaar is er bijna 1000 kilometer plaat in de aarde gezonken. Toch wordt deze op heel veel plaatsen doorbroken door breukzones. Deze zones zijn voornamelijk seismisch actief op de plaatsen waar ze de top van een oceaan rug snijden. Bij deze ruggen wordt dus nieuwe oceaankorst gemaakt en hierdoor ontsnapt ook de meeste warmte van de aarde. De oceaan bodem wordt steeds vernieuwd maar de continentale korst niet, deze kan namelijk niet onder een plaat zinken. Daardoor is de continentale korst ook veel ouder dan de oceanische korst. Een voorbeeld hiervan is de kust van de Stille Oceaan in Zuid-Amerika. De oceaanplaat schuift daar naar beneden in de asthenosfeer. Door de hitte van asthenosfeer, smelt het materiaal naarmate het dieper komt. Aan de oppervlakte zie je hierdoor een oceaantrog ontstaan, gevolgd door een eilandenboog. Ook komen hier veel vulkanische activiteiten en aardbevingen voor. Het is ook mogelijk dat een oceanische plaat niet tegen een continentale plaat aanbotst, maar tegen een andere oceanische plaat. De oudste oceanische plaat is dan zwaarder en duikt naar beneden. Hierbij ontstaan troggen. Subductie processen tussen oceanische platen zorgen ook voor de vorming van vulkanen. Na miljoenen jaren en vele uitbarstingen komt de vulkaan boven het oceaan oppervlak uit en vormt dan een vulkanisch eiland. Er zijn meestal meerder eilanden naast elkaar, deze heten eiland bogen. Deze eilanden lopen parallel aan de troggen. Een voorbeeld hiervan zijn de Filippijnen in de Grote Oceaan. Tenslotte kan er ook nog een continentale plaat op een andere continentale plaat botsen. In dit geval is het voor geen van beide platen subductie onmogelijk en botsen zij dus gewoon op elkaar. Hierdoor kunnen verschillende soorten gebergten ontstaan: o Bij plooigebergten worden de gesteenten van de platen samengeperst en omhoog gedrukt. Afhankelijk van het soort gesteente en de kracht van de botsing kan de hoogte van de plooien verschillen van enkele meters tot kilometers. Er kunnen vier verschillende plooien ontstaan: De plooien vormen een dal of bekken, de plooien vormen een boog, bij een plooi zijn de kanten zo ver over elkaar geschoven dat ze bijna horizontaal zijn en een kant van een plooi schuift over de andere. De vorm van de plooi is afhankelijk van de druk. o Breukgebergten ontstaan langs de breuklijn van twee continentale platen.. Het uit elkaar getrokken gesteente wordt dun en splijt. Vervolgen vallen grote stukken gesteente in de door de breuk ontstane holte. Het gesteente dat boven achterblijft heet een horst. Het lagere gedeelte heet een slenk. o Vulkanische gebergten zijn vaak te vinden op het punt waar een oceanische plaat op een continentale plaat is gebotst. De dichtere, zwaardere oceanische korst wordt hierbij in de gloeiend hete aardmantel gedrukt. De rand smelt tot magma dat zich als een vulkaan naar boven werkt. Deze vulkanische uitbarstingen zijn vaak explosiever dan bij het hotspot vulkanisme omdat de gasdruk hier veel groter is. § 2.4 Transversale beweging
De platen bewegen langs elkaar heen. Omdat de platen niet tegen elkaar op botsen of van elkaar af bewegen heeft de grens tussen deze platen niet de enigszins bijzondere eigenschappen van de convergerende of divergente beweging. In plaats daarvan ontstaan er een soort van lineair lopende vallei langs de grens waar steen omhoog is gekomen door het langs elkaar schuren van de platen. Op andere plaatsen kenmerken grenzen van deze beweging zich door stukken grond die in tweeën zijn gedeeld en waarvan de twee helften in tegenovergestelde richting zijn gegaan. De bekendste grens van langs elkaar schurende platen is toch wel de San Andreas breuklijn in Californië. Het deel ten westen van de breuklijn beweegt langzaam in noordelijke richting ten opzichte van de rest van Californië. Los Angeles gaat hierdoor langzamerhand richting San Francisco toe met een snelheid van ongeveer zes centimeter per jaar. Dit zou betekenen dat als de twee steden over tien miljoen jaar nog bestaan ze dan naast elkaar zouden liggen. Hoewel deze bewegingen niet bekend staan om hun vormende eigenschappen kunnen zij enorme gevolgen hebben in de zin van aardbevingen die kunnen ontstaan door de enorme spanningen die optreden bij het langs elkaar schuren. De krachtigste en meest bekende aardbeving langs de San Andreas breuk bijvoorbeeld, is die San Francisco in 1906 trof. Heel veel gebouwen werden vernietigd door de aardbeving en een groot deel van de stad werd vervolgens vernietigd door de branden die erop volgden. Meer dan zeshonderd mensen stierven als gevolg van de aardbeving en de branden. Recentere grote aardbevingen langs de San Andreas breuk zijn de aardbeving in Imperial Valley in 1940 en die in Loma Prieta uit 1989. § 2.5 Plaatgrenszones
Niet alle plaatgrenzen zijn zo makkelijk te beschrijven als degene hierboven. In bepaalde regio’s kunnen de grenzen niet goed worden aangewezen en zijn de effecten van interactie tussen de platen niet geheel duidelijk. Deze gebieden worden ‘plaatgrenszones’ genoemd. Een van deze gebieden is de Mediterrane-Alpine regio. Hierin zijn verschillende kleine fragmenten van kleine platen (zogenaamde microplaten) te vinden. Omdat plaatgrenszones ten minste twee grote platen en een of meer microplaten bevatten hebben ze een ingewikkelde geologische structuur een aardbeving patronen. § 2.6 De groeiende oceaan; zeebodemspreiding
In de Midden-Atlantische Rug groeit de oceaanbodem voortdurend aan, breidt zich steeds verder uit, waarbij de hieraan gekoppelde continenten aan weerszijden zich met een snelheid van 2,6 (tussen Noord-Amerika en Europa) tot 4,1 centimeter (tussen Zuid-Amerika en Afrika) per jaar van elkaar verwijderen. Vanuit de Oost-Pacifische Rug breidt de Grote Oceaan zich in oostelijke en westelijke richting uit met snelheden tot 18,3 cm per jaar (ten westen van Zuid-Amerika). Het jongst gevormde water is de Rode Zee, het oudste stuk zee op aarde bevindt zich in de Grote Oceaan in de buurt van Alaska. In tegenstelling tot de Atlantische Oceaan wijken de continenten in de oostelijke, noordelijke en westelijke randgebieden van de Grote Oceaan niet, maar worden door de aangroeiende oceanische schollen onderschoven in subductiezones, dit gebeurt dus bij convergente beweging. Aan de noord- en westrand is het subductieproces verantwoordelijk voor het ontstaan van eilandenbogen, bijvoorbeeld de Aleoeten, Japan, en de Salomonseilanden, in het oosten voor de vorming van de Noord- en Zuid-Amerikaanse kustgebergten, bijvoorbeeld Sierra Nevada, Sierra Madre en de Andes. Zo schuiven de platen van Grote Oceaan en Noord-Amerika ter hoogte van Californië met een snelheid van 5,6 cm per jaar tegen elkaar aan.
Hoofdstuk 3 Bewijs van platentektoniek, vandaag en vroeger
Het magnetisch veld van de aarde verandert soms zodanig, dat de polariteit wordt omgedraaid en het noorden het zuiden wordt. Deze verandering voltrekt zich geologisch gezien in een relatief korte tijdruimte – soms in minder dan tien duizend jaar. De polen blijven vervolgens in e verkregen positie tot de volgende omkering. Tijdens de wisseling neemt het magnetisch veld van de aarde geleidelijk in kracht af, totdat het zeer zwak is. Het herstelt zich dan in omgekeerde richting. Een kompasnaald die tot dan toe naar het noorden wees, wijst erna naar het zuiden. Dergelijke processen heeft men aangetoond aan de hand van gesteenten die ijzersporen bevatten waarin de richting van het aardmagnetisme in de tijd dat het betreffende stuk steen ontstond, is vastgelegd. Op dezelfde manier varraden doodgewone bakstenen het heersende magnetische veld in de tijd dat ze werden gebakken. De laatste bekende omkering, die ongeveer dertigduizend jaar geleden plaatsvond, werd gedateerd met behulp van de resten van een vuurplaats die door Australische Aboriginals van klei werd gemaakt. We kunnen meten met welke snelheid platen vandaag de dag bewegen, maar hoe weten wetenschappers hoe snel dit in het verleden gebeurde? De oceanen bevatten één van de cruciale stukjes om deze puzzel op te lossen. Omdat de oceaanbodem als een soort taperecorder werkt en het omdraaien van de polariteit van het magnetische veld van de aarde bijhoudt, kunnen wetenschappers aan de hand van de tijd tussen de omkeringen berekenen hoeveel een plaat tussen een omkering van de polen is bewogen. Deze gemiddelde snelheden van plaatbewegingen kunnen nogal verschillen. Bewijs van in plaatbewegingen in het verleden kan ook verkregen worden door geologische kaartstudies. Als een gebergte van bekende leeftijd aan de ene kant van de plaatgrens overeenkomt met een gebergte aan de andere kant van de plaatgrens, dan kan, als je de afstand tussen die twee gebergtes opmeet, een gemiddelde snelheid van de beweging van de platen berekend worden. Deze simpele, maar effectieve manier is gebruikt om de snelheid van plaatbewegingen op divergente grenzen, zoals de Midden-Atlantische ruggen, en transversale grenzen, zoals de San Adreasbreuk, te bepalen
Tegenwoordige plaatbewegingen kunnen worden nagegaan door middel van landmeetkundige metingen vanaf de grond of vanuit de ruimte. Deze metingen vanaf de grond worden gedaan met erg precieze lasertechnieken. Omdat plaatbewegingen wereldwijd zijn deze echter het best te meten met metingen vanuit de ruimte. Vanaf het eind van de jaren zeventig is deze manier van meten enorm toegenomen. De drie meest gebruikte technieken zijn VLBI, dat staat voor Very Long Baseline Interferometry, SLR, dat staat voor Satellite Laser Ranging en het inmiddels wel uit de auto’s bekende GPS, dat staat voor Global Positioning System. Van deze drie technieken is het GPS het handigste geweest om bewegingen van de aardkorst te meten. Eenentwintig satellieten die deel uitmaken van het NavStar systeem van het Amerikaanse ministerie van Defensie cirkelen momenteel om de aarde op een hoogte van twintigduizend kilometer. Deze satellieten verzenden continu radiosignalen naar aarde. Om zijn precieze positie op aarde (lengtegraad, breedtegraad en hoogte) te kunnen bepalen moet elke GPS-ontvanger op aarde van minsten vier van deze satellieten een signaal ontvangen, waarin de exacte tijd en locatie van de satelliet op de tijd wordt gegeven op de tijd dat het signaal verzonden werd. Door steeds weer de afstanden tussen twee punten op deze manier te berekenen, kunnen geologen nagaan over er een beweging heeft plaatsgevonden langs breuken of tussen platen. Hoofdstuk 4 De gevolgen van platentektoniek § 4.1 Aardbevingen en Tsoenami’s
Door de geologische tijd heen hebben plaatbewegingen samen met andere geologische processen zoals erosie gigantische natuurwonderen gecreëerd met de Himalaya, de Alpen en de Andes als prachtige voorbeelden. Zij hebben door middel van aardbevingen echter ook gezorgd voor enorme rampen, zoals met de aardbeving die de Chinese provincie Hebei in 1976 trof en daar maar liefst achthonderdduizend mensen doodde. De meeste aardbevingen komen voor in smalle gordels langs de grenzen van tektonische platen, vooral waar deze tegen elkaar, zoals in de Himalaya, de Andes en Japan, en langs elkaar schuiven, zoals langs de San Andreas breuk in Californië. Aardbevingen kunnen worden veroorzaakt door de verschuiving van de platen en die verschuiving is op zijn beurt weer het gevolg van convectiestromen in de lithosfeer. Sommige aardbevingen hangen samen met vulkanische activiteit (waarover later overigens meer) en zijn het gevolg van het opzwellen of weer wegzakken van magma. Ook instortingen van mijnen of onderaardse grotten kunnen kleine aardbevingen veroorzaken. Aardbevingen treden op wanneer het gesteente ondergronds aan een spanning wordt blootgesteld die het niet kan verdragen. Het gevolg is dat het gesteente scheurt, waardoor de opgehoopte druk vanuit het breukpunt in concentrische golven wegvloeit en aardbevingen ontstaan. Van oudsher wordt de kracht van een aardbeving uitgedrukt als het aantal punten op de schaal van Richter, die loopt van één tot tien en waarmee de vrijkomende energie wordt gekwantificeerd. Vrij recent is de Mercalli-schaal, die loopt van één tot twaalf, geïntroduceerd. De meeste wetenschappers gebruiken echter nog steeds de schaal van Richter. Een beving van kracht drie op de schaal van Richter is kenmerkend voor een breukbeweging van minder dan tweeënhalve centimeter, en kan door mensen die in huis zitten gevoeld worden, maar richt geen schade aan. Per jaar treden naar schatting honderdduizend bevingen van deze omvang op. Bij een beving van acht komt tien miljoen keer zoveel energie vrij. Het gaat hierbij om bewegingen langs de breukvlakken van enkele meters. De schade is enorm en er worden veel dodelijke slachtoffers gemaakt. In sommige delen van de wereld komen zelden aardbevingen voor. In Groot-Brittannië bijvoorbeeld zijn ze heel zeldzaam, altijd van geringe omvang en richten ze weinig tot geen schade aan. Andere streken, zoals Japan of de westkust van Californië, worden regelmatig getroffen door kleinere bevingen en gemiddeld eens in de tweehonderd jaar door een catastrofale, grote beving. Deze onevenwichtige verdeling is een gevolg van de ligging van de randen van de korstpaten. De meeste bevingen treden namelijk op aan de randen van de platen. De gevolgen van aardbevingen lopen sterk uiteen, afhankelijk van de kracht en de afstand tot het epicentrum (het centrum van de schokgolven aan het aardoppervlak). Sommige zijn zo zwak dat ze alleen met zeer gevoelige instrumenten te meten zijn. Het andere uiterste is een aardbeving die in een uitgestrekt gebied vernielingen aanricht en die op honderden kilometers van het epicentrum gevoeld wordt. De meeste directe schade wordt toegebracht door schokgolven (seismische golven) die door de oppervlaktelagen van de aarde trekken. Bijverschijnselen van de schokken zijn onder andere het vloeibaar worden van zachte, natte grond, bodemverschuivingen en scheurvorming in de bodem. De meeste slachtoffers vallen niet als gevolg van de beving zelf, maar door de gevolgen van de beving; branden, overstromingen, modderstromen en het instorten van gebouwen maken slachtoffers op het moment van de beving. In een gemeenschap die zich bewust is van en voorbereid is op de risico’s kan het dodental zelfs bij een catastrofale beving aanzienlijk drukken, zoals bleek bij de beving in Kobe in 1995. In streken die niet voorbereid zijn, sterven na de beving veel mensen als gevolg van honger en ziektes. Dit zijn de gevolgen van dakloosheid, slechte watervoorziening en ontoereikende afvalwaterbehandeling vóórdat hulp en hulpgoederen beschikbaar zijn. Grote aardbevingen die rond subductie zones ontstaan zijn in het bijzonder gevaarlijk, omdat zij zogenaamde tsoenami’s kunnen veroorzaken. Een tsoenami, van het Japans waarin het ‘lange golf’ betekent, is een vloedgolf als gevolg van onderzeese aardbevingen, aardverschuivingen of vulkaanuitbarstingen. Tijdens zo een fikse aardbeving op de zeebodem, kan de zeebodem wel enkele meters verschuiven waardoor een gigantische hoeveelheid water plotseling in beweging wordt gebracht en enkele uren achter elkaar heen en weer kan gaan klotsen. Het gevolg hiervan is een serie golven die met hoge snelheden, van soms wel zevenhonderd kilometer per uur, een snelheid die vergelijkbaar is met lijnvliegtuigen, over zee ‘racen’. Tsoenami's kunnen zich over duizenden kilometers afstand met een hoge snelheid over de oceaan verplaatsen en ze richten vaak meer schade aan dan de eruptie of aardbeving zelf. Bij het naderen van de kust wordt de snelheid van de van het centrum van de beving uit lopende watergolven door de geringere waterdiepten afgeremd, waardoor de golven hoger worden en er zelfs echte brandingsgolven kunnen ontstaan van tientallen meters hoogte. De meeste tsoenami’s hangen samen met de spreiding van de oceaanbodem in de Grote Oceaan. Omdat er in het gebied van de Grote Oceaan weinig mensen wonen en het gebied grotendeels geïsoleerd was van de rest van de wereld, is er over de historische frequentie van tsoenami’s weinig bekend. Doordat de voorzijde van de golven sterk wordt afgeremd, begint een tsoenami meestal met het teruglopen van het water, waarna een kwartier later de eerste golftop arriveert. Na een aardbeving bij de Aleoeten, op 1 april 1954, kwam een tsoenami na vijf uur bij de Hawaii-eilanden aan, en bereikte daar ondanks de grote afstand (van drieduizend kilometer) nog een hoogte van zeven meter, waardoor ongeveer tweehonderd 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 een aardbeving in Chili op 22 mei 1960 kon de tsoenami, die als gevolg daarvan Japan trof, daar bijna een dag van tevoren worden aangekondigd. § 4.2 “Hotspots” De meerderheid van aardbevingen en vulkaanuitbarstingen (waarover in de volgende paragraaf meer) vindt plaats bij de plaatgrenzen. Er zijn echter uitzonderingen. De Hawaii-eilanden bijvoorbeeld (Grote Bosatlas 51e druk, blz. 126-127), die totaal van vulkanische oorsprong zijn, liggen in het midden van de Grote Oceaan, meer dan 3200 kilometer verwijderd van de dichtstbijzijnde plaatgrens. Hoe plaats je een eilandengroep als deze en andere vulkanen in het midden van platen in het plaatje van de platentektoniek? De Canadese geofysicus Wilson, die de transversale beweging ‘ontdekte’, vond zijn antwoord in de zogenaamde, door hem ontwikkelde, ‘hotspot’-theorie. Het viel hem op dat op bepaalde locaties in de wereld, zoals Hawaï, vulkanisme al gedurende een hele lange tijd actief was. Dat kon alleen, zo beredeneerde hij, als relatief kleine, lang bestaand blijvende en uitzonderlijk hete plekken - die hij hotspot noemde - onder de platen bestonden die bepaalde bronnen voorzagen van energie in de vorm van enorme hitte en zo het vulkanisme in stand hielden. Hij beredeneerde tevens dat de opmerkelijke lineaire vorm van de Hawaii-eilanden resultaat was van de Pacifische plaat die over een diepe hotspot in de mantel schoof, die nu onder Hawaï ligt. De hitte van deze hotspot produceert een constante bron van magma door gedeeltelijk de over glijdende Pacifische plaat te smelten. Het magma, dat omdat het lichter is dan de omringende vaste rots stijgt door de mantel heen en barst op de zeebodem uit, hiermee een ‘zeeberg’ vormend. Na verloop van tijd zorgen de vele uitbarstingen ervoor dat ‘zeeberg’ boven zeeniveau komt en een vulkanisch eiland vormt. Wilson beredeneerde dat door de continue verschuivingen van de platen het eiland op het gegeven moment voorbij de hotspot is ‘gedreven’ waardoor het afgesneden is van de magmabron en de vulkanische activiteit stopt. Zodra het ene eiland is uitgedoofd, ontstaat er weer een nieuw eiland boven de hotspot. Dit proces van aanmaak en uitdoven van vulkanen heeft over vele miljoenen jaren geleid tot een spoor van vulkanische eilanden en ‘zeebergen’ in de Grote Oceaan. Volgens Wilson z’n hotspot theorie zouden de vulkanen van de Hawaii-eilanden steeds meer geërodeerd raken naarmate ze verder weg zouden raken van de hotspot. Een illustratie hierbij: de oudste vulkanische gebergten op het Hawaii-eiland Kauai zijn ongeveer vijfenhalf miljoen jaar oud en enorm geërodeerd. Op Big Island daarentegen, dat naar waarschijnlijkheid nog wél boven de hotspot ligt, zijn de gesteenten minder dan zevenhonderdduizend jaar oud en wordt er nog continu nieuw vulkanisch gesteente gevormd. Hoewel Hawaii de bekendste hotspot is, denkt men dat er andere bestaan onder de oceanen en continenten. Ruim honderd hotspot onder de aardkorst zijn actief geweest over de afgelopen tien miljoen jaar. Het gros van deze hotspots liggen in het midden van platen (bijvoorbeeld onder de Afrikaanse plaat), maar er zijn er ook die voorkomen in de buurt van divergente plaatgrenzen (zie figuur 5). Andere voorbeelden naast Hawaii zijn Tahiti in de Grote Oceaan, Réunion in de Indische Oceaan en de Kaapverdische en Canarische eilanden in de Atlantische Oceaan. § 4.3 Vulkanisme
Vulkanisme kan verschrikkelijke gevolgen hebben. Eén van de meeste bekende voorbeelden hiervan is misschien wel de uitbarsting van de Vesuvius bij Pompeii in 79 n.C. De Vesuvius, die als allang uitgeblust werd beschouwd, trad opnieuw in werking. Dagen achtereen stootte hij te midden van rookwolken en vlammen miljoenen tonnen stof, stenen en lava de lucht in. De steden Pompeii, Herculaneum en Stabiae werden tot de nok van de huizen bedekt met de massa. De inwoners van Herculaneum en Stabiae konden nog op tijd worden geëvacueerd; van de ca. 20 000 inwoners van Pompeii kwamen 2000 mensen om het leven. Vulkanisme is de samenvattende naam voor de zichtbare werking van magma (gesmolten gesteente) nabij of aan het aardoppervlak. Het magma kan uitvloeiend (effusief) aan de dag treden als lava en vervolgens stollen aan het aardoppervlak tot uitvloeiingsgesteenten (effusiegesteenten), of het kan als efflata3 uitgeworpen worden. Uit het magma kunnen ook intrusiegesteenten ontstaan in diepere delen van de aardkorst, door binnendringen (intrusie) van het magma in de aardkorst. Bij een vulkaanuitbarsting komt doorgaans magma naar buiten. Het herkomstgebied van het magma wordt de haard genoemd. Bij platentektonisch vulkanisme kan zo’n haard enige kilometers diep liggen, maar de haard ligt altijd in de korst zelf. Hoe groter de haard is, hoe langduriger de eruptie is en hoe dieper de haard ligt, hoe groter de druk is en hoe heftiger de uitbarsting is. Het idee dat een vulkaankrater tot “in het binnenste van de aarde voert” is dus nogal overdreven. Zodra het magma aan het oppervlak komt, heet het lava. Deze lava koelt vervolgens af tot vulkanisch gesteente. Overigens kan een vulkaan ook gas(sen) produceren of kan bij een flinke uitbarsting een deel van de “oude” vulkaan weer elders als as en modder worden gesedimenteerd. Ongeveer 80% van alle actieve vulkanen ontstaat bij convergerende platen, 15% bij divergerende platen. Een deel van de vulkanen ligt een eind van de plaatranden af. Dit strookt dus niet met de theorie van de platentektoniek. Dit type vulkaan wordt de ‘hotspot’ genoemd en heb ik in § 4.2 reeds behandeld. Lava kan ook uit kilometerslange scheuren in de lithosfeer naar buiten stromen en veel van deze zogenaamde continentale spleeterupties worden dus toegeschreven aan onderliggende hot spots. Uit de recente geschiedenis zijn geen voorbeelden bekend, maar uit het verre verleden des te meer. Het hoogland van Dekan in het westen van India is waarschijnlijk één van de mooiste voorbeelden van een continentale spleeteruptie. Zo’n 64 tot 67 miljoen jaar geleden is hier een plateau van basaltlava gevormd met een oppervlakte van ruim 500.000 vierkante kilometer en een dikte die oploopt tot drie kilometer bij Bombay. Het grootste onderzeese plateau dat op eenzelfde manier ontstond, is te vinden in het westelijk deel van de Grote Oceaan. Dit Ontongplateau bij Java ontstond 125 miljoen jaar geleden en heeft een oppervlakte die overeenkomt met tweederde van de oppervlakte van het continent Australië. De oorzaak van het vulkanisme moet gezocht worden in vulkaanhaarden of magmakamers op diepten van tien tot twintig kilometer. De hoger wordende gasdruk in de magmakamer kan het vulkanische materiaal langs breuken en spleten naar hogere delen van de korst stuwen. Volgens Paul 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 subvulkanen. Alle magmatische stollingsgesteenten tot een diepte van circa twee kilometer beschouwt men als subvulkanisch. Dan volgt een overgang naar subplutonische gesteenten, als een samenhang met plutonisme zich begint te manifesteren. Het subvulkanisme met zogenaamde hypabyssische werking (het binnendringen van magma langs spleten en andere zwakke plaatsen zonder het aardoppervlak te bereiken) staat vaak in relatie met vele ertsafzettingen, bijv. tinertsen in Bolivia, goud- en zilverertsen in Oost-Europa en lood-zinkertsen in Duitsland en Frankrijk. De gevaren van vulkanen zijn van zeer uiteenlopende aard. Vulkaanuitbarstingen kunnen huizen en oogsten vernietigen en dieren- en mensenlevens kosten. Maar de vruchtbare bodem die ontstaat bij de verwering van lava verleidt mensen om op de vulkaanhellingen te gaan wonen en werken. De dichtbevolkte Soufrihre Hills op het Caribische eiland Montserrat werden bij de uitbarstingen in 1997 volledig verwoest. De producten die vulkanen uitbraken, zoals lava, as en puimsteen, kunnen directe schade veroorzaken. Pyroclastische stromen, die bestaan uit sterk verhitte, verstikkende as, giftige gassen en grote rotsblokken zijn levensgevaarlijk. Ze verplaatsen zich met een snelheid van driehonderd kilometer per uur (even om hierover heen lezen te voorkomen; dit is gelijk aan de topsnelheid van een Ferrari 550 Barchetta) of zelfs meer over vele vierkante kilometers. De beruchtste pyroclastische stroom werd uitgestoten door de Vesuvius, waar ik het in de inleiding van deze paragraaf reeds over heb gehad. Een bijkomend probleem van grote uitbarstingen is de invloed op het klimaat doordat er zoveel materiaal in de atmosfeer wordt gebracht. De neveneffecten van erupties tenslotte kunnen ook gevaarlijk zijn. Een voorbeeld hiervan: in 1985 smolt de hete as van een kleine uitbarsting van de Nevado de Ruiz in Colombia sneeuw en ijs rond de top weg. Het smeltwater mengde zich met de as waardoor er modderstromen ontstonden die met grote snelheid van de helling afspoelden. Ze verwoestten een kleine stad en kostten aan twintigduizend mensen het leven. Niet alle vulkanische activiteit is schadelijk. Op IJsland wordt de geothermale warmte die vrijkomst door ondergrondse activiteit van het magma gebruikt voor de opwekking van elektriciteit en de verwarming van kassen waar gewassen geteeld worden die anders geïmporteerd zouden moeten worden. Bodems die ontstaan door de verwering van lava zijn vaak rijk aan mineralen en zeer productief als in cultuur gebracht worden. Om rampen te kunnen voorkomen is het van wezenlijk belang dat er methoden worden ontwikkeld om het tijdstip en de omvang van een eruptie te voorspellen. Hoewel het mogelijk is om de eerste waarschuwingssignalen van een aanstaande eruptie waar te nemen, is het heel moeilijk om exact te voorspellen wanneer een eruptie begint en in welke richting as en lava zullen stromen. Erupties worden beïnvloed door tal van geologische factoren die niet allemaal begrepen worden of te volgen zijn. Continue metingen van seismische activiteit en vulkanische gassen kunnen leiden tot een beter begrip van de waarschuwingssignalen, maar het is onwaarschijnlijk dat het op afzienbare termijn mogelijk zal zijn om precieze voorspellingen van vulkaanuitbarstingen te doen. Hoofdstuk 5 Toekomstige plaatbewegingen en hun gevolgen

Het onderzoek naar de geologische geschiedenis van de aarde heeft een beeld van dynamische veranderingen opgeleverd. Continenten hebben zich over het aardoppervlak verplaatst als de stukken van een enorme legpuzzel, die met elkaar in botsing kwamen, zich verenigden en weer afsplitsten. Het inzicht in deze verplaatsingen is gebaseerd op een geologische interpretatie van het vier miljard jaar oude gesteentearchief van de aarde. Er zijn geen aanwijzingen dat deze processen in de recente geologische geschiedenis vertraagd zijn en het is waarschijnlijk dat ze tot in de verre toekomst door zullen gaan. Uiteindelijk zullen de processen van de platentektoniek door een geleidelijke afkoeling en verdikking van de lithosfeer vertragen. De stuwende kracht achter deze processen zal afnemen en de aarde zal langzaam sterven. Het is mogelijk om een aantal van de methoden die geologen hebben toegepast om de ligging van de continenten in het verleden te bepalen, te gebruiken om de richting van de toekomstige verplaatsingen te berekenen. Basale aanname hierbij is dat de verplaatsingen in het huidige tempo voortgaan. De drijvende kracht achter de dynamische aardse processen is de vorming van nieuwe oceaanbodem bij de mid-oceanische ruggen. De meting van de verplaatsing van continenten is complex en gebaseerd op berekeningen van de snelheid waarmee nieuwe oceaanbodem wordt gevormd. Hiervoor worden twee methoden toegepast: het karteren en meten van paleomagnetische omkeringen en radiometrische datering van gesteenten van de oceaanbodem. Paleomagnetische omkeringen
Het aardmagnetische veld wordt opgewekt door convectiestromen in het gesmolten ijzer in de kern van de aarde. Om de zoveel tijd wordt het magnetische noorden het magnetische zuiden en omgekeerd. In de nieuwe lavamassa’s die langs de mid-oceanische ruggen naar buiten komen en stollen, wordt het aardmagnetische veld van die tijd vastgelegd. Door de voortdurende toevoeging van nieuwe lavamassa’s worden eventuele veranderingen in de richting van het aardmagnetische veld nauwkeurig vastgelegd in een lineair patroon. Een dergelijk patroon ontstaat aan beide zijden van de rug. Deze patronen zijn met behulp van instrumenten in kaart gebracht en omvatten bepaalde delen van de reeks omkeringen. Radiometrische datering van gesteenten van de oceaanbodem
Monsters van de lava van de oceaanbodem verzameld door duikboten kunnen radiometrisch gedateerd worden. Deze dateringen bieden een tijdkader voor de geschiedenis van magnetische omkeringen. Uit exacte dateringen van de omkeringen kan de snelheid berekend worden waarmee de oceaanbodem zich spreidt. Met behulp van deze methode is het tevens mogelijk om veranderingen in plaatbewegingen te bepalen. Dan zijn er nog twee andere methoden om verschuivingen te bepalen; het meten van breakbewegingen en waarnemen vanuit de ruimte. Het meten van de bewegingen van een breuk tijdens een aardbeving is een manier om de huidige bewegingen te berekenen. Door in een bepaald gebied gedurende een bepaalde periode aardbevingen te registeren met behulp van een wereldwijd netwerk van seismometers, is het mogelijk om veranderingen van de spanningen in de aardkorst te bepalen. Dit vormt een aanwijzing voor plaatbewegingen. Satellieten voorzien in de andere methode om bewegingen van platen te meten. Door de veranderingen in de positie van bepaalde punten van de korst gedurende bepaalde periodes te volgen, kan de verplaatsingssnelheid van deze punten ten opzichte van elkaar berekend worden. Via computerprogramma’s is het mogelijk om de toekomstige bewegingen in kaart te brengen. Een voorbeeld hiervan is Time Trek van de universiteit van Cambridge in Engeland. Dit programma kan de verplaatsingen van de platen in het verleden vaststellen en toekomstige verplaatsingen voorspellen. Een aantal onvoorspelbare verschijnselen, zoals verandering van de zeespiegel als gevolg van het broeikaseffect en glaciatie, is niet opgenomen in het programma. De reeks toekomstscenario’s waaruit blijkt dat de aarde er over twintig miljoen jaar heel anders uit zou komen te zien dan nu, ziet er als volgt uit: Over twintig miljoen jaar
Oostelijk Afrika en Madagaskar hebben zich afgesplitst van de rest van Afrika en als gevolg hiervan is er een nieuwe oceaan ontstaan. Spanje is losgebroken van Frankrijk en is iets rechtsom gedraaid. Australië, Nieuw-Zeeland en Papoea Nieuw Guinea zijn zo snel naar het noorden verplaatst dat noordelijk Australië nu op de evenaar ligt. De Zwarte Zee is volledig afgesloten van de Middellandse Zee en de Golf van Akaba heeft zich uitgebreid tot aan Turkije. Over veertig miljoen jaar
De Perzische Golf is nu afgesneden van de Indische Oceaan en de Zwarte Zee is de helft kleiner geworden en op weg om gehele gesloten te worden. Afrika blijft zich onophoudelijk naar het noorden bewegen en sluit geleidelijk de Middellandse Zee. Sicilië is naar het noorden verplaatst en ligt nu vlak voor de kust van Rome. Spanje blijft rechtsom draaien, weg van Frankrijk. Oostelijk Afrika beweegt steeds verder van de rest van Afrika af en Australië zet zijn reis naar het noorden, naar Zuidoost-Azië voort. Amerika beweegt zich verder van Europa af en de Atlantische Oceaan verbreedt zich. Over vijftig miljoen jaar
Noord-Amerika en Groenland verplaatsen zich verder naar het westen en beginnen rechtsom, naar het duiden, te draaien. Groenland wordt echt groen nu het langzaam voorbij de zestigste breedtegraad schuift. Een deel van Californië heeft zich langs de breuklijn van de San Andreasbreuk afgesplitst van het vasteland van Amerika en heeft koers gezet naar het noordoosten. Over tachtig miljoen jaar
Op Nieuw-Zeeland, dat zich naar de tropen heeft verplaatst, is geen spoor meer van sneeuw te vinden. Australië is op Japan gebotst en Antarctica begint naar Australië toe te bewegen. Afrika is op Zuid-Italië en Spanje gebotst, waardoor de Middellandse Zee wordt gesloten en de laatste resten van de klassieke wereld worden vernietigd. De botsing in het begin van een nieuwe fase van gebergtevorming in de Alpen. Over negentig miljoen jaar
Noord- en Zuid-Amerika zijn opgesplitst. Door de zuidwaartse beweging van Noord-Amerikakomt dit continent naast Zuid-Amerika te liggen. Over honderdvijftig miljoen jaar
Het grote continent Groenland ligt nu geheel te zuiden van de zestigste breedtegraad en heeft een klimaat dat het sinds het Tertiair (tweehonderd miljoen jaar geleden) niet meer gehad heeft. Newfoundland gaat de tropen binnen. Mexico ligt op de evenaar en Florida ligt er een paar graden boven. Zuid-Amerika verplaatst zich naar het zuiden. Peru ligt nu op ongeveer dertig graden zuiderbreedte. Over tweehonderd miljoen jaar
Antarctica ligt nu vlak bij Mexico op de evenaar. Antarctica is net als in het Vroeg-Mesozoïcum (vierhonderd miljoen jaar geleden) begroeid met een weelderige vegetatie. Oost-Afrika is op India gebotst en Madagaskar heeft zich naar het oosten verplaatst en zich verenigt met Indonesië. Newfoundland ligt op tien graden noorderbreedte en verplaatst zich naar de evenaar. Florida is op zijn toch naar het zuiden de evenaar gepasseerd. Zuid-Amerika is meer dan negentig graden rechtsom gedraaid, waardoor Argentinië nu op de zestigste breedtegraad ligt. In de afgelopen tweehonderd miljoen jaar is Groot-Brittannië iets naar het zuiden en Scandinavië iets naar het oosten verplaatst. Het einde van de aarde

Omdat de aarde langzaam afkoelt, zal de lithosfeer dikker worden en meer weerstand gaan bieden aan bewegingen. De oceaanbodemspreiding zal afnemen en de subductie van de oceaankorst zal tot stilstand komen. De aarde verliest zijn dynamiek en begint te sterven. Het zal nog vele miljoenen jaren duren voordat dit gebeurt, maar als het gebeurt zal de aarde uiteindelijk net zo kaal en verlaten worden als Venus en Mars. Hoofdstuk 6
Enkele onbeantwoorde vragen
De platen drijven niet zo maar uit henzelf rond over de aardkorst; ze worden voortgedreven door duidelijke, maar nog niet geziene krachten. Hoewel wetenschappers de krachten noch precies kunnen beschrijven, noch compleet begrijpen, geloven zij dat relatief oppervlakkig liggende krachten die de lithosfere platen doen bewegen gekoppeld zijn aan veel dieper liggende krachten in de aarde. Door seismisch en ander geofysisch bewijs en experimenten in laboratoria zijn wetenschappers het in het algemeen eens met Harry Hess zijn theorie dat de kracht achter het bewegen van de platen te vinden is in de langzame beweging van de hete, zachte mantel die onder de stugge platen ligt. Dit idee werd als eerst bedacht door Arthur Holmes in de jaren dertig van de vorige eeuw en was hiermee later een inspiratiebron voor Harry Hess zijn manier van denken over de zeebodemspreiding (waarover later meer). Holmes dacht dat de circulaire beweging van de mantel de continenten droeg als een soort van lopende band. Op het moment dat Wegener zijn theorie introduceerde (zie hoofdstuk 1) echter geloofde men nog dat de aarde een vast, onbewegelijk iets was. Vandaag de dag weten wij beter. Zowel het oppervlak van de aarde als de binnenkant zijn in beweging. Onder de lithosfere platen is de mantel op bepaalde diepte gedeeltelijk gesmolten en kan deze, hoewel traag, stromen door sterke krachten die er lange periodes achter elkaar druk op uitoefenen. Net zoals een hard metaal als staal zacht kan worden gemaakt en in verschillende vormen kan worden vervormd als het verhit wordt en er druk op gezet wordt, kan dat ook met vast gesteente in de aardmantel als het miljoenen jaren bloot komt te staan aan hitte en druk in de binnenkant van de aarde. Men denkt dat het bewegende steen onder de stugge platen beweegt in een circulaire manier als hoe een dikke soep dat doet als het aan de kook is gebracht. De verhitte soep komt naar boven aan het oppervlak, verspreid zich naar de zijkanten, koelt af en zakt weer naar de bodem om vervolgens daar weer opnieuw te beginnen. Dit zich steeds herhalende proces noemt men een convectiestroming en heb ik in § 2.1 al behandeld. Hoewel een convectiestroming simpel kan worden bekeken in een pan soep is het idee dat een dergelijk proces de binnenkant van de aarde in beweging brengt moeilijker te begrijpen. Omdat we weten dat dit proces in de aarde veel en veel trager gaat dan bij kokende soep, blijven er nog veel onbeantwoorde vragen over: Hoeveel van deze convectiestromingen zijn er? Waar en hoe vinden zij hun oorsprong? Hoe zijn zij precies opgebouwd? Convectiestromingen kunnen niet plaatsvinden zonder een hittebron. De hitte in de aarde komt van twee bronnen: · Radioactief verval · ‘Overgebleven’ warmte
Radioactief verval, een spontaan proces dat de basis is voor de ‘isotopen klokken’ die gebruikt worden om stenen te dateren, heeft betrekking tot het verlies van deeltjes van een kern van een isotoop (ook wel de ‘ouder’ genoemd) om een isotoop van een nieuw element te vormen. Het radioactief verval van in de natuur voorkomende elementen veroorzaakt energie in de vorm van warmte, die langzaam naar het aardoppervlak opkruipt. ‘Overgebleven’ warmte is zwaartekracht energie die over is van het ontstaan van de aarde door het ‘samenvallen’ van compressie en kosmisch puin. Hoe en waarom het ontsnappen van warmte vanuit de binnenkant van de aarde zich geconcentreerd heeft in bepaalde regio’s om convectiestromingen te creëren blijft tot nu toe een mysterie. Het is nu dus bekend dat er krachten diep in de aarde aanwezig zijn die zorgen voor de platenbewegingen, maar we zullen misschien nooit compleet de details ervan begrijpen. Vandaag de dag kan nog geen enkel van de door wetenschappers opgestelde mechanismen alle facetten van de beweging van de platen uitleggen. De krachten achter deze veronderstelde mechanismen liggen zo diep, dat geen enkel mechanisme getest kan worden en bewezen zonder enige vorm van twijfel. Het feit dat de tektonische platen in het verleden bewogen hebben en vandaag de dag nog steeds bewegen staat buiten kijf, maar de details van hoe en waarom ze bewegen zal wetenschappers nog tot ver in de toekomst bezighouden. Conclusie: Mijn onderzoeksvraag luidde als volgt: “Op welke manier(en) heeft platentektoniek, direct en indirect, vroeger invloed gehad, vandaag de dag en in de toekomst invloed op veranderingen op het aardoppervlak?” Zowel direct als indirect heeft platentektoniek enorme invloed op het aardoppervlak; direct drukte en zal de platentektoniek voornamelijk op de lange duur een gigantische stempel op het aardoppervlak drukken. In het verleden is door de platentektoniek de topografische samenstelling geheel veranderd. De wereld is van één stuk land, Pangaea, en één zee, Panthalassa, veranderd in de wereld die zij vandaag is: een wereld met meerdere zeeën en oceanen en meerdere, losse continenten. In de toekomst zal de platentektoniek zijn stempel blijven drukken op het aardoppervlak: Antarctica zal, net als vierhonderd miljoen jaar geleden, weer op de evenaar liggen en Zuid-Amerika zal negentig graden gedraaid zijn en ga zo maar door. Vandaag de dag is de invloed van de platentektoniek direct niet zozeer te merken, indirect des te meer: aardbevingen als gevolg van plaatverschuivingen, die op hun beurt weer aanleiding kunnen zijn voor tsoenami’s, vulkaanuitbarstingen, etc. Deze verschijnselen kunnen allemaal enorm vernietigend zijn en grote gebieden vernietigen. Ook kunnen zij hun voordeel schenken aan het aardoppervlak: na een vulkaanuitbarsting is de grond daar vaak erg vruchtbaar. Samenvattend kom ik dus tot de conclusie dat platentektoniek, omdat het zoveel geologische processen beïnvloedt en beïnvloed heeft, erg veel invloed heeft gehad, heeft en zal hebben op het aardoppervlak. Bronnen
Boeken: o Rusteloze aarde, Nigel Calder, 1973, Bosch en Keuning
o Atlas van de prehistorische wereld, Douglas Palmer, 1999, The House of books
o De aarde verklaard, Barbara Taylor, 1998, De lantaarn
o Aarde een planetaire visie, Harry N.A Priem, 1997, van Gorcum en Comp. o Het fascinerende van feiten, Reader’s Digest, 1987, The Reader’s Digest NV
o Onze aarde, Nick Clifford, 1996, De ballon
Internet: o http://platentektoniek.htmlplanet.com/platentektoniek/index.htm
o
http://www.tsrc.uwa.edu.au/ o http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html#anchor19309449
o http://www.hartrao.ac.za/geodesy/tectonics.html
o http://www.platetectonics.com/ Verklarend woordenlijstje: 1. Soortelijke massa: De massa – in kilogrammen - per liter. 2. Zeetrog: een langwerpige, vrij smalle, zeer diepe inzinking van de oceaanbodem met betrekkelijk steile zijhellingen
3. Efflata: de bij een explosieve vulkanische uitbarsting weggeslingerde gesteentefragmenten die op aarde terugvallen.