Aardbevingen

Aardbevingen

Soms drukken krachten diep in de aarde zo hard tegen de aardkorst dat deze in een enorme uitbarsting van energie openscheurt. Het resultaat is een aardbeving die hele steden met de grond gelijk kan maken.

Aardbevingen worden veroorzaakt doordat de spanning in de gesteenten van de aardkorst en het bovenste deel van de aardmantel wordt opgeheven. Het punt waar een aardbeving begint en waar de spanning wordt opgeheven, wordt de haard of het hypocentrum genoemd en kan enkele km3 groot zijn. Het punt aan het aardoppervlak recht boven de haard, het epicentrum, is de plaats waar de grootste schade wordt aangericht.
De meeste aardbevingen vinden plaats in actieve breuken in de aardkorst, waar verschuiving heeft plaatsgevonden. Deze breuken worden gemaakt al verschuivende delen van de aardkorst langs elkaar schuren. De gesteenten aan weerszijden van de breuk worden tegen elkaar geklemd door de hardheid en massiviteit van de aardkorstdelen, maar op den duur wordt de spanning te groot. De twee kanten van de breuk schieten in hun nieuwe positie en komen dan weer tot rust. Bij deze beweging, waarbij enorme hoeveelheden gesteente betrokken zijn, planten schokgolven zich in alle richtingen voort, als kringen in een waterplas. Gewoonlijk is de beweging zo groot dat de gesteenten aan beide zijden van de breuk langs elkaar schieten. In de daaropvolgende dagen of weken zullen de gesteenten heen en weer schuiven, totdat ze een nieuw evenwicht hebben bereikt. Deze latere bewegingen veroorzaken de naschokkin waarmee aardbevingen samen gaan.


Schokgolven

Er zijn verschillende soorten golven:
1) P. golven
Dit zijn de eerste golven (Primae undae) deze golven bewegen de deeltjes van het gesteente met de golf mee.
2) S. golfen
Dit zijn de tweede golven (Secundae undae) Deze golven bewegen de deeltjes van het gesteente loodrecht naar de haard of hypocentrum.
3) L. golfen
Dit zijn lange golven (longae undae) deze golven verplaatsen zich langzamer naar het aardoppervlak en zijn verantwoordelijk voor de schade die een aardbeving meestal aanricht.

Waar komen aardbevingen voor?

Het aardoppervlak bestaat uit afzonderlijke platen die altijd in beweging zijn. Vulkanisme vindt men vooral aan de rand van deze platen. Hetzelfde geldt voor aardbevingen. De twee belangrijkste aardbevingsgordels op aarde vallen samen met de destructieve (geneigd tot vernietigen) plaatranden. Eén ervan strekt zich rond de Grote Oceaan uit: van Nieuw-Zeeland omhoog door de Filippijnen, Japan, Kamtsjatka, de Aleoeten en Alaska, en vervolgens omlaag door Californië, Midden-Amerika en de Andes, de zogenoemde ring van vuur.
De andere loopt vanaf de ring van vuur westwaarts via Indonesië omhoog door Maleisië langs de rand van de Himalaya en door de Kaspische Zee, de Zwarte Zee en de Middellandse Zee.


Verschillende diepten

Aardbevingen kunnen naar de diepte van hun haard worden ingedeeld. Wanneer het hypocentrum van een aardbeving minder dan 70 km diep ligt, beschouwt men dit als ondiep. Bij een gemiddelde diepte ligt de haard 70 tot 300 km onder het aardoppervlak, en een hypocentrum is diep als het zich op meer dan 300 km diepte bevindt. Het diepste hypocentrum dat tot nu toe is gemeten, bevond zich op een diepte van 720 km onder Indonesië, dit was in 1934.

Meestal veroorzaken aardbevingen met een ondiep hypocentrum de meeste schade, want de diepere worden vaak gesmoord door de enorme gesteentemassa eromheen. De diepste die nog vrij veel slachtoffers maakte (circa 1000) vond in 1940 in Roemenië plaats. Het hypocentrum bevond zich op een diepte van circa 160 km

Op veel plaatsen, zoals in Californië, glijden de platen niet langs, maar over elkaar. Langs de beruchte San Andreasbreuk verschuift de kuststreek zo snel noordwaarts dat over 11 miljoen jaar het gebied van Los Angeles San Francisco zal hebben bereikt. De San Andreasbreuk veroorzaakt constant aardbevingen met een ondiep hypocentrum, waarvan de beruchtste die van 1906 was, die San Francisco verwoestte en 700 slachtoffers maakte. Waarom vond de dodelijkste aardbeving van de geschiedenis echter plaats in Tangshan, op honderden kilometers afstand van een plaatrand? Het kan zijn dat dergelijke aardbevingen, intraplaat-aardbevingen genoemd, voorkomen langs oude breuken, overgebleven van tektonische activiteit uit een ver verleden. Dergelijke aardbevingen kunnen verrassend krachtig zijn en onverwacht optreden, misschien juist omdat ze niet ver bonden zijn met een of ander duidelijk omschreven breukenstelsel dat in de loop van de tijd spanning kwijtraakt.

De mediterrane aardbevingszone

De noordrand van de Afrikaanse Plaat wordt al circa 50 miljoen jaar langs de zuidrand van de Europese Plaat afgeschuurd. Vóór die tijd lag er een grote binnenzee, de Tethys, tussen beide platen in. Terwijl de twee platen steeds dichter naar elkaar toe schoven en uiteindelijk met elkaar en botsing kwamen, werd de Tethys er tussenuit gedrukt. Alles wat er nu nog van over is, zijn de Middellandse Zee en een reeks opdrogende binnenzeeën: de Zwarte Zee, de Kaspische Zee en het Aralmeer. Zelfs nu verplaatst de Afrikaanse Plaat zich ten opzichte van de Europese Plaat nog oostwaarts, waarbij de bergketens tussen de platen in tot grote S-vormen worden verbogen:
Van de horizontale lijn van het Atlasgebergte van Noord-Afrika over de Middellandse Zee via Malta en Sicilië,
Omhoog via de Apennijnen in Italië, rond de boog van de Alpen, omlaag langs de Dinarische Alpen en dan weer met een boog omhoog langs de Karpaten. De grote, vierkante massa van het Iberisch Schiereiland lag vroeger verscholen in de Golf van Biskaje, maar werd eruit getrokken en rondgezwaaid, waarbij op het scharnierpunt de Pyreneeën werden opgeheven. De eilanden Corsica en Sardinië maakten ooit deel uit van de Europese landmassa en lagen in de baaien bij het huidige Marseille en Genua, maar ook zij werden losgerukt en de oceaan in gesleept. Met al deze activiteit is het nauwelijks verrassend dat het mediterrane gebied een uiterst actief tektonisch gebied is. Het wemelt er van de beroemde vulkanen, zoals de Vesuvius, de Etna, de Stromboli en de Vulcano(waaraan het verschijnsel zijn naam dankt). Door aardbevingen beeft de streek geregeld.
Er zal een tijd aanbreken dat er geen Middellandse Zee meer zal zijn. Het gehele gebied zal misschien worden opgeheven tot een bergketen die te vergelijken is met de huidige Himalaya, maar dat duurt nog 50 miljoen jaar.


Hoe weet men dat de continenten drijven

In 1620 wees de Engelse filosoof Francis Bacon al op het feit dat de kusten van Zuid-Amerika en Afrika bijna in elkaar pasten. De vormen geven de indruk dat ze eens aan elkaar hadden gezeten, maar op den duur uiteen zijn gedreven. In 1912 droeg de Duitse meteoroloog Alfred Wegener argumenten aan om deze theorie te ondersteunen. Voor de meeste geologen werd er echter geen bevredigend bewijs geleverd tot de jaren zestig. De continenten passen goed in elkaar. Dit geldt meer voor de omtrek van de continenten dan voor de kustlijnen. Deze zijn veranderd door erosie, onder invloed van de getijden. Als we van de omtreklijnen van de continenten op de oceaanbodem op een diepte van 900 m uitgaan, wijken de lijnen gemiddeld slechts 80 km van elkaar af. Algemene geologische verschijnselen, zoals gelijksoortige gesteenten van

dezelfde ouderdom, vormen andere bewijzen voor de theorie dat de continenten eens met elkaar waren verbonden. Veel planten en dieren lijken dezelfde oorsprong te hebben. Veel zoetwatervissen, bijvoorbeeld in Zuid-Amerika, zijn direct verwant aan Afrikaanse soorten. Het Guinese biggetje treft men alleen in het wild aan in Afrika en Zuid-Amerika. Ook komen dezelfde soorten apen voor op beide continenten en het is onwaarschijnlijk dat ze zich onafhankelijk van elkaar op twee verschillende plaatsen zouden hebben ontwikkeld.

De meting van aardbevingen

Er zijn twee schalen om de kracht van een aardbeving te beoordelen. De bekendste is de schaal van Richter, die de grootte van de aardbeving meet. De andere, de schaal van Mercalli meet de kracht ervan. De grootte van een aardbeving wordt gemeten door berekening en vergelijking van de uitgestraalde energie op een schaal van 0 tot 10, opgesteld door de Amerikaanse geofysicus C.F Richter. De zwaarste ooit geregistreerde aardbeving had een kracht van 8.6. De metingen zijn gebaseerd op de gegevens van een Seismograaf.
De schaal bouwt zich zo op:
Een kracht van 4 is 10 keer zwaarder dan een kracht van 3 enz.

De seismograaf

Wetenschappers meten trillingen die een aardbeving veroorzaakt met een seismograaf. John Milne vond dit apparaat uit in de jaren 70 van de vorige eeuw. Het bestaat uit een gewicht dat aan een arm is opgehangen. Bij een aardbeving beweegt de arm, maar blijft het gewicht onbewegelijk hangen. De beweging tussen de arm en het gewicht wordt op een draaiende trommel opgetekend. Meestal worden de metingen met verschillende seismografen uitgevoerd, om zowel de verticale als de horizontale trillingen te kunnen meten om zo de grootte te berekenen. Seismologen kunnen de schokgolven die een aardbeving veroorzaakt gebruiken om de structuur en de samenstelling van de aarde te bepalen. De P. golven kunnen zich zowel door vaste als door vloeibare stoffen voortplanten.
S. golven kunnen dit alleen door vaste stoffen.

Door naar het golfpatroon te kijken dat seismografische stations in verschillende delen van de wereld ontvingen, kunnen wetenschappers het materiaal vaststellen waar de golven doorheen zijn gegaan.
Hierdoor zijn ze te weten gekomen dat de binnenkant van de aarde vast is en de buitenkern vloeibaar, en dat de aardmantel en de aardkorst vast zijn.
De bovenkant van de aardmantel is zacht. Dit is de plastische laag waarover de platen zich bewegen.

Grote aardbevingen

Datum Plaats Dodental Schaal

1290 Golf van Chihli, China 100000
1556 Shensi, China 83000 8,3
1667 Shamakha, Kaukasië 80000
1692 Port Toyal, Jamaica 2000
1755 Lissabon, Portugal 60000 8,6
1797 Quito, Ecuador 40000
1835 Concepción, Chili 5000 8,5
1835 Noord-Japan 28300 7,6
1905 Jammu en Kashmer, India 19000 8,6
1906 San Francisco, VS 700 8,3
1908 Messina, Italië 83000 7,5
1915 Avenazzo, Italië 29980 7,5
1920 Gansu, China 100000 8,6
1923 Tokio, Japan 99330 8,3
1927 Nan Shan, China 200000 8,3
1932 Gansu China 70000 7,5
1935 Quetta, India 30000 7,5

1939 Erzincan, Turkije 30000 7,9
1939 Chillán, Chili 28000 8,3
1948 Turkmenistan 110000 7,3
1960 Chili 5000 8,3
1963 Skopje, voorm. Joegoslavië 1000 6,0
1964 Anchorage, Alaska 131 8,4
1970 Noord-Peru 66794 7,7
1970 Yunnan, China 10000 7,7
1976 Guatemala City, Guatemala 23000 7,5
1976 Tangshan, China 242000 8,2
1977 Boekarest, Roemenië 1600 7,2
1978 Tabas, Iran 25000 7,7
1980 Al Asnam, Algerije 20000 7,3
1985 Mexico 25000 8,1
1988 Armenië 25000 6,9
1989 San Francisco, VS 62 7,1
1990 Noordwest-Iran 50000 7,7
1995 Kobe, Japan 5500 7,2

De schaal van Mercalli

De Italiaanse seismoloog Giuseppe Mercalli Stelde In 1902 de oorspronkelijke versie op, maar deze werd diverse keren aangepast. De meest recente luidt als volgt:
1) Alleen door instrumenten geregistreerd.

2) Slecht waargenomen door mensen in rust, vooral op een bovenverdieping. Opgehangen voorwerpen slingeren soms.
3) In huis gevoeld. Trillingen als voorbijgaand verkeer.
4) Algemeen binnenshuis gevoeld, door enkelen ook buiten. Aardewerk en ramen rammelen. Stilstaande huizen schudden. Sommige slapende mensen worden wakker.
5) Door vrijwel iedereen gevoelt. Hoge voorwerpen schommelen. Pleisterwerk scheurt.
6) Iedereen voelt het, velen zijn bang. Schoorstenen vallen om en meubels bewegen.
7) De meeste mensen rennen naar buiten. Schade aan zwakke bouwwerken. Gevoeld door mensen in rijdende voortuigen.
8) Aanzienlijke schade aan meeste gebouwen. Zwaar meubilair valt om.
9) Zelfs goed ontworpen, stevige gebouwen worden ernstig beschadigd en van hun fundamenten geschoven. Grond scheurt. Pijpleidingen breken.
10) Meeste metselwerk verwoest. Aardverschuivingen. Water stroomt uit stuwmeren en meren. Spoorrails buigen krom.
11) Weinig gebouwen blijven overeind. Bruggen storten in. Bede scheuren in de grond. Ondergrondse pijpleidingen volkomen vernield.
12) Totale verwoesting. Grond tot golven opgeworpen. Voorwerpen vliegen door de lucht.