Geologie
Onderzoek naar de oorzaken en veel voorkomende plaatsen van aardbevingen
In dit gedeelte leer je wat aardbevingen veroorzaakt en waarom. Je leert ook de locaties van veel voorkomende aardbevingen.
Wat je leert
- Ontdek aardbevingen en hun kenmerken
- Ontdek de oorzaken van aardbevingen
- Ontdek waar aardbevingen vaak voorkomen
De aard van aardbevingen
Seismologie
Seismologie is de studie van seismische golven. Seismologie is ook de studie van aardbevingen, voornamelijk door de golven die zij voortbrengen. Door seismische golven te meten en te analyseren, kunnen seismologen informatie afleiden zoals:
- Het epicentrum van een aardbeving
- De diepte van een aardbevingszwaartepunt
- De magnitude (kracht) van een aardbeving
- Het type breukbeweging dat een aardbeving heeft veroorzaakt
- Of een aardbeving onder de oceaan waarschijnlijk een tsunami (een reeks reusachtige oceaangolven)
Naast informatie over aardbevingen en breuklijnen, geeft seismologie ons kennis over de aardlagen. Veel van wat we weten over de korst, de lithosfeer, de asthenosfeer, de mantel en de kern komt uit de seismologie. Zie de basispagina over het inwendige van de aarde.
Seismologie geeft ons ook informatie over ondergrondse kernproeven die overal op aarde plaatsvinden, maakt het mogelijk mogelijke oliereservoirs in de aardkorst te lokaliseren, en helpt ons voorspellen wanneer een vulkaan op het punt staat uit te barsten.
Seismografen en seismometers zijn de instrumenten die worden gebruikt om seismische golven te meten. De traditionele analoge seismograaf maakt gebruik van een pen (stylus) die in een zwaar gewicht is ingebed, dat aan veren is opgehangen. Wanneer de aarde tijdens een aardbeving beweegt, beweegt een stuk papier dat onder de stylus doorrolt mee met de aarde, maar de stylus, met zijn aan veren opgehangen gewicht, blijft stilstaan en tekent lijnen op het blad papier die de seismische bewegingen van de aarde weergeven. De USGS-foto hieronder toont een seismogram van een seismograaf in Columbia, Californië, die de aardbeving van 1989 in Loma Prieta registreerde.
Met de moderne technologie worden seismografen met pennen en rollende vellen papier vervangen door seismometers met elektronische sensoren en computerschermen. Seismografen en seismometers produceren beide een seismogram, een grafisch verslag van de seismische golven, dat op papier of op een computerscherm wordt bekeken.
Oorzaken van aardbevingen
De volgende video legt uit wat de oorzaak van aardbevingen is.
Overzicht van de elastische terugkaatstheorie
Bij een aardbeving wordt het beginpunt waar de rotsen in de korst scheuren, het brandpunt genoemd. Het epicentrum is het punt op het landoppervlak dat zich direct boven het brandpunt bevindt. Bij ongeveer 75% van de aardbevingen ligt het brandpunt in de bovenste 10 tot 15 kilometer van de korst. Ondiepe aardbevingen veroorzaken de meeste schade omdat het brandpunt zich bevindt in de buurt waar mensen wonen. Het is echter het epicentrum van een aardbeving waarover wetenschappers en de media berichten (figuur 1).
Figuur 1. In de verticale dwarsdoorsnede van de korst zijn twee kenmerken te zien – het brandpunt en het epicentrum, dat zich direct boven het brandpunt bevindt.
Bekijk deze animatie waarin de elastische terugkaatstheorie wordt samengevat.
Figuur 2. Figuur 2. Soorten breuken
Tectonische aardbevingen doen zich overal in de aarde voor waar er voldoende opgeslagen elastische vervormingsenergie is om breukvoortplanting langs een breukvlak te veroorzaken. De zijden van een breuk bewegen alleen dan soepel en aseismisch langs elkaar heen als er geen onregelmatigheden of asperiteiten langs het breukvlak zijn die de wrijvingsweerstand verhogen. De meeste breukvlakken vertonen dergelijke asperiteiten en dit leidt tot een vorm van stick-slip gedrag. Zodra de breuk is vergrendeld, leidt voortdurende relatieve beweging tussen de platen tot toenemende spanning en daardoor opgeslagen vervormingsenergie in het volume rond het breukvlak. Dit gaat door totdat de spanning voldoende is toegenomen om door de asperiteit heen te breken, waardoor plotseling schuiven over het vergrendelde deel van de breuk mogelijk wordt en de opgeslagen energie vrijkomt.
Deze energie komt vrij als een combinatie van uitgestraalde seismische golven van elastische rek, wrijvingswarmte van het breukvlak en scheurvorming in het gesteente, waardoor een aardbeving wordt veroorzaakt. Dit proces van geleidelijke opbouw van spanning en rek, onderbroken door incidentele plotselinge aardbevingen, wordt de elastische-rebound-theorie genoemd. Naar schatting wordt slechts 10 procent of minder van de totale energie van een aardbeving als seismische energie uitgestraald. Het grootste deel van de energie van de aardbeving wordt gebruikt om de breukgroei van de aardbeving aan te drijven of wordt omgezet in warmte die door wrijving wordt opgewekt. Daarom verlagen aardbevingen de beschikbare elastische potentiële energie van de aarde en verhogen zij de temperatuur, hoewel deze veranderingen verwaarloosbaar zijn vergeleken met de geleidende en convectieve warmtestroom vanuit het diepe binnenste van de aarde.
Soorten breuken
Er zijn drie hoofdtypen breuken, die alle een interplaat aardbeving kunnen veroorzaken: normale, omgekeerde (stuwkracht) en strike-slip. Normale en omgekeerde breuken zijn voorbeelden van dip-slip, waarbij de verplaatsing langs de breuk in de richting van de dip is en de beweging op de breuk een verticale component heeft. Normale breuken komen vooral voor in gebieden waar de korst wordt uitgebreid, zoals bij een divergerende grens. Omgekeerde breuken treden op in gebieden waar de korst wordt verkort, zoals bij een convergerende grens. Strike-slip breuken zijn steile structuren waarbij de twee zijden van de breuk horizontaal langs elkaar heen glijden; transform boundaries zijn een bijzonder type strike-slip breuk. Veel aardbevingen worden veroorzaakt door beweging op breuken die componenten van zowel dip-slip als strike-slip hebben; dit wordt schuine slip genoemd.
Reverse breuken, vooral die langs convergente plaatgrenzen worden in verband gebracht met de krachtigste aardbevingen, megathrust-aardbevingen, waaronder bijna alle van magnitude 8 of meer. Spitsmijdende breuken, met name continentale transformaties, kunnen zware aardbevingen tot ongeveer magnitude 8 veroorzaken. Aardbevingen die worden veroorzaakt door normale breuken zijn over het algemeen kleiner dan magnitude 7. Voor elke eenheid die de magnitude toeneemt, is er een ruwweg dertigvoudige toename van de vrijgekomen energie. Zo komt bij een aardbeving met een magnitude van 6,0 ongeveer 30 maal meer energie vrij dan bij een aardbeving met een magnitude van 5,0 en bij een aardbeving met een magnitude van 7,0 900 maal (30 × 30) meer dan bij een aardbeving met een magnitude van 5,0. Bij een aardbeving van 8,6 magnitude komt evenveel energie vrij als bij 10.000 atoombommen zoals die in de Tweede Wereldoorlog werden gebruikt.
Figuur 3. Luchtfoto van de San Andreas-breuk in de Carrizo-vlakte, ten noordwesten van Los Angeles
Dit komt doordat de energie die vrijkomt bij een aardbeving, en dus de kracht ervan, evenredig is met de oppervlakte van de breuk die scheurt en de spanningsval. Hoe langer en hoe breder het breukvlak, hoe groter dus de resulterende magnitude. Het bovenste, brosse deel van de aardkorst en de koele platen van de tektonische platen die afdalen in de hete aardmantel, zijn de enige delen van onze planeet die elastische energie kunnen opslaan en afgeven bij breukbreuken. Gesteenten warmer dan ongeveer 300 graden Celsius vloeien in reactie op spanning; zij scheuren niet bij aardbevingen. De maximaal waargenomen lengte van breuken en in kaart gebrachte breuken (die in één enkele breuk kunnen breken) bedraagt ongeveer 1000 km. Voorbeelden zijn de aardbevingen in Chili, 1960; Alaska, 1957; Sumatra, 2004, alle in subductiezones. De langste aardbevingsbreuken op de strike-slip breuklijnen, zoals de San Andreas breuklijn (1857, 1906), de Noord-Anatolische breuklijn in Turkije (1939) en de Denali breuklijn in Alaska (2002), zijn ongeveer de helft tot een derde zo lang als de lengte langs subductieve plaatranden, en die langs normale breuklijnen zijn nog korter.
De belangrijkste parameter die de maximale aardbevingsmagnitude op een breuklijn bepaalt, is echter niet de maximaal beschikbare lengte, maar de beschikbare breedte, omdat deze laatste met een factor 20 varieert. Langs convergerende plaatranden is de hellingshoek van het breukvlak zeer ondiep, meestal ongeveer 10 graden. Daardoor kan de breedte van het vlak binnen de bovenste brosse korst van de aarde 50 tot 100 km worden (Japan, 2011; Alaska, 1964), waardoor de krachtigste aardbevingen mogelijk zijn.
Strike-slipfouten zijn meestal bijna verticaal georiënteerd, wat resulteert in een breedte van ongeveer 10 km binnen de brosse korst, waardoor aardbevingen met magnitudes veel groter dan 8 niet mogelijk zijn. De maximale magnitudes langs veel normale breuken zijn zelfs nog beperkter, omdat veel van deze breuken zich bevinden langs spreidingscentra, zoals in IJsland, waar de dikte van de brosse laag slechts ongeveer 6 km bedraagt.
Daarnaast bestaat er een hiërarchie van spanningsniveaus in de drie breuktypen. Stuwingsfouten worden veroorzaakt door de hoogste spanningsniveaus, inslagfouten door de middelste, en normale breuken door de laagste spanningsniveaus. Dit kan gemakkelijk worden begrepen door te kijken naar de richting van de grootste hoofdspanning, de richting van de kracht die de rotsmassa tijdens de breuk “voortduwt”. In het geval van normale breuken wordt de rotsmassa in verticale richting naar beneden geduwd, zodat de duwkracht (grootste hoofdspanning) gelijk is aan het gewicht van de rotsmassa zelf. In het geval van stuwing “ontsnapt” de rotsmassa in de richting van de kleinste hoofdspanning, namelijk naar boven, waardoor de rotsmassa wordt opgetild, zodat de overbelasting gelijk is aan de kleinste hoofdspanning. Strike-slip breuken houden het midden tussen de andere twee hierboven beschreven typen. Dit verschil in spanningsregime in de drie breukomgevingen kan bijdragen tot verschillen in spanningsval tijdens de breuk, wat bijdraagt tot verschillen in de uitgestraalde energie, ongeacht de afmetingen van de breuk.
Aardbevingen buiten plaatgrenzen
Waar plaatgrenzen binnen de continentale lithosfeer voorkomen, wordt de vervorming over een veel groter gebied uitgesmeerd dan de plaatgrens zelf. In het geval van de continentale San Andreas-breuk treden veel aardbevingen op buiten het gebied van de plaatgrens en houden zij verband met spanningen die zich ontwikkelen binnen de bredere zone van vervorming die wordt veroorzaakt door grote onregelmatigheden in het breukspoor (b.v. het gebied van de “Grote Bocht”). De Northridge aardbeving werd geassocieerd met beweging op een blinde stuwkracht binnen een dergelijke zone. Een ander voorbeeld is de sterk schuine convergerende plaatgrens tussen de Arabische en Euraziatische platen, die door het noordwestelijke deel van het Zagrosgebergte loopt. De vervorming die met deze plaatgrens samenhangt, is verdeeld in bijna zuivere stuwkrachtbewegingen loodrecht op de grens over een brede zone naar het zuidwesten en bijna zuivere strek-slipbewegingen langs de Main Recent Fault dicht bij de eigenlijke plaatgrens zelf.
Alle tektonische platen hebben interne spanningsvelden die worden veroorzaakt door hun interacties met naburige platen en door sedimentaire belasting of ontlading (b.v. door deglaciatie). Deze spanningen kunnen voldoende zijn om bezwijken langs bestaande breukvlakken te veroorzaken, wat aanleiding geeft tot aardbevingen binnen de plaat.
Shallow-Focus and Deep-Focus Earthquakes
Figuur 4. Ingestort Gran Hotel gebouw in de metropool San Salvador, na de ondiepe aardbeving van 1986.
Het merendeel van de tektonische aardbevingen ontstaat aan de ring van vuur in dieptes niet groter dan tientallen kilometers. Aardbevingen op een diepte van minder dan 70 km worden geclassificeerd als aardbevingen met een ondiep brandpunt, terwijl aardbevingen met een brandpuntdiepte tussen 70 en 300 km doorgaans worden aangeduid als mid-focus of middeldiepte aardbevingen. In subductiezones, waar oudere en koudere oceanische korst onder een andere tektonische plaat zakt, kunnen deep-focus aardbevingen op veel grotere diepten voorkomen (variërend van 300 tot 700 kilometer).
Deze seismisch actieve gebieden van subductie staan bekend als Wadati-Benioff-zones. Diep-focus aardbevingen doen zich voor op een diepte waar de gesubducteerde lithosfeer niet meer bros zou moeten zijn, als gevolg van de hoge temperatuur en druk. Een mogelijk mechanisme voor het ontstaan van deep-focus aardbevingen is breukvorming veroorzaakt door olivijn dat een faseovergang ondergaat naar een spinelstructuur.
Aardbevingen en vulkanische activiteit
Aardbevingen komen vaak voor in vulkanische gebieden en worden daar veroorzaakt, zowel door tektonische breuken als door de beweging van magma in vulkanen. Dergelijke aardbevingen kunnen dienen als een vroegtijdige waarschuwing voor vulkaanuitbarstingen, zoals tijdens de uitbarsting van Mount St. Helens in 1980. Aardbevingszwermen kunnen dienen als markers voor de locatie van het stromende magma in de vulkanen. Deze zwermen kunnen worden geregistreerd door seismometers en tiltmeters (een apparaat dat de bodemhelling meet) en worden gebruikt als sensoren om op handen zijnde of komende uitbarstingen te voorspellen.
Ruptuurdynamica
Een tektonische aardbeving begint met een eerste breuk op een punt op het breukvlak, een proces dat nucleatie wordt genoemd. De schaal van de nucleatiezone is onzeker, waarbij sommige aanwijzingen, zoals de breukafmetingen van de kleinste aardbevingen, suggereren dat deze kleiner is dan 100 m, terwijl andere aanwijzingen, zoals een langzame component die naar voren komt uit de lage-frequentiespectra van sommige aardbevingen, suggereren dat deze groter is. De mogelijkheid dat aan de nucleatie een soort voorbereidingsproces voorafgaat, wordt ondersteund door de waarneming dat ongeveer 40% van de aardbevingen wordt voorafgegaan door voorschokken. Zodra de breuk is begonnen, begint deze zich langs het breukvlak voort te planten. Het mechanisme van dit proces wordt slecht begrepen, gedeeltelijk omdat het moeilijk is de hoge schuifsnelheden in een laboratorium na te bootsen. Ook de effecten van sterke grondbewegingen maken het zeer moeilijk om informatie in de buurt van een kernzone vast te leggen.
De voortplanting van de breuk wordt over het algemeen gemodelleerd met behulp van een breukmechanische benadering, waarbij de breuk wordt vergeleken met een zich voortplantende scheur met gemengde modi. De breuksnelheid is een functie van de breukenergie in het volume rond de scheurtip, en neemt toe met afnemende breukenergie. De voortplantingssnelheid van de breuk is ordes van grootte sneller dan de verplaatsingssnelheid over de breuk. Aardbevingsbreuken planten zich gewoonlijk voort met snelheden tussen 70-90% van de S-golfsnelheid, en dit is onafhankelijk van de grootte van de aardbeving. Een kleine subset van aardbevingsbreuken lijkt zich te hebben voortgeplant met snelheden die groter zijn dan de S-golfsnelheid. Al deze superhear-aardbevingen zijn waargenomen tijdens grote strike-slip-bevingen. De ongewoon brede zone van coseismische schade die door de Kunlun-aardbeving van 2001 is veroorzaakt, wordt toegeschreven aan de effecten van de sonische giek die bij dergelijke aardbevingen ontstaat. Sommige aardbevingsbreuken verplaatsen zich met ongewoon lage snelheden en worden langzame aardbevingen genoemd. Een bijzonder gevaarlijke vorm van trage aardbevingen is de tsunami-aardbeving, die wordt waargenomen wanneer de relatief lage gevoelde intensiteit, veroorzaakt door de trage voortplantingssnelheid van sommige grote aardbevingen, er niet in slaagt de bevolking van de naburige kust te waarschuwen, zoals bij de Sanriku-aardbeving van 1896.
Aardbevingsclusters
De meeste aardbevingen maken deel uit van een reeks, die qua plaats en tijd aan elkaar gerelateerd zijn. De meeste aardbevingsclusters bestaan uit kleine bevingen die weinig tot geen schade veroorzaken, maar er is een theorie dat aardbevingen zich in een regelmatig patroon kunnen herhalen.
Nadeschokken
Een naschok is een aardbeving die optreedt na een eerdere aardbeving, de hoofdschok. Een naschok vindt plaats in hetzelfde gebied als de hoofdschok, maar is altijd van een kleinere magnitude. Als een naschok groter is dan de hoofdschok, wordt de naschok aangeduid als hoofdschok en de oorspronkelijke hoofdschok als voorschok. Naschokken worden gevormd wanneer de korst rond het verplaatste breukvlak zich aanpast aan de effecten van de hoofdschok.
Aardbevingszwermen
Aardbevingszwermen zijn opeenvolgingen van aardbevingen die in een korte periode in een bepaald gebied plaatsvinden. Zij verschillen van aardbevingen die worden gevolgd door een reeks naschokken door het feit dat geen enkele aardbeving in de reeks duidelijk de hoofdschok is, daarom heeft geen enkele aardbeving opmerkelijk hogere magnitudes dan de andere. Een voorbeeld van een aardbevingszwerm is de activiteit in 2004 in Yellowstone National Park. In augustus 2012 deed een zwerm aardbevingen de Imperial Valley in Zuid-Californië beven, waarbij de grootste activiteit in het gebied sinds de jaren zeventig werd geregistreerd.
Soms doet zich een reeks aardbevingen voor in wat wel een aardbevingsstorm wordt genoemd, waarbij de aardbevingen in clusters op een breuk inslaan, elk veroorzaakt door het schudden of de spanningsherverdeling van de vorige aardbevingen. Deze stormen, die vergelijkbaar zijn met naschokken maar dan op aangrenzende segmenten van een breuk, doen zich in de loop van jaren voor, waarbij sommige van de latere aardbevingen even schadelijk zijn als de eerste. Een dergelijk patroon werd waargenomen bij de opeenvolging van een twaalftal aardbevingen die in de 20e eeuw de Noord-Anatolische breuk in Turkije troffen, en is afgeleid voor oudere, abnormale clusters van grote aardbevingen in het Midden-Oosten.
Gemeenschappelijke locaties van aardbevingen
Aardbevingen en plaatgrenzen
De meeste, maar niet alle, aardbevingen doen zich voor op of nabij plaatgrenzen. Op plaatsen waar twee platen ten opzichte van elkaar divergeren, transformeren of convergeren, vindt veel spanningsconcentratie plaats en veel rek, veel daarvan in de vorm van aardbreuk.
Spanning is de dominante spanning bij divergerende plaatgrenzen. Normale breuken en breukvalleien zijn de belangrijkste aardbevingsgerelateerde structuren bij divergente plaatgrenzen. Aardbevingen op divergente plaatgrenzen zijn meestal relatief ondiep, en hoewel ze schadelijk kunnen zijn, zijn de krachtigste aardbevingen op divergente plaatgrenzen lang niet zo krachtig als de krachtigste aardbevingen op convergente plaatgrenzen.
Transformatieplaatgrenzen zijn zones die worden gedomineerd door horizontale afschuiving, met inslagslipfouten als meest kenmerkende breuktype. De meeste transformatieplaatgrenzen doorsnijden relatief dunne oceaankorst, een deel van de structuur van de oceaanbodem, en veroorzaken relatief ondiepe aardbevingen die slechts zelden een grote omvang hebben. Waar echter transformatieplaatgrenzen en hun strike-slip breuken de dikkere korst van eilanden of de nog dikkere korst van continenten doorsnijden, moet meer spanning worden opgebouwd voordat de dikkere gesteentemassa’s zullen scheuren, zodat de magnitudes van aardbevingen hoger kunnen zijn dan in transformatieplaatgrenszones die zich beperken tot dunne oceanische korst. Dit is duidelijk te zien op plaatsen als de San Andreas-breukzone in Californië, waar een transformatorbreuk door continentale korst snijdt en aardbevingen daar soms groter zijn dan 7,0.
Convergente plaatgrenzen worden gedomineerd door compressie. De belangrijkste breuken bij convergerende plaatgrenzen zijn meestal omgekeerde breuken of stuwbreuken, waaronder een hoofdstuwbreuk op de grens tussen de twee platen en meestal nog een aantal grote stuwbreuken die ruwweg evenwijdig aan de plaatgrens lopen. De krachtigste aardbevingen die zijn gemeten, zijn subductie-aardbevingen, tot een kracht van meer dan 9,0 magnitude. Alle subductiezones in de wereld lopen het risico van subductieaardbevingen met een magnitude tot of zelfs groter dan 9,0 in extreme gevallen, en zullen waarschijnlijk tsunami’s veroorzaken. Hiertoe behoren de Cascadia subductiezone van Noord-Californië en de kustgebieden van Oregon en Washington, de Aleoeten subductiezone van Zuid-Alaska, de Kamchatka subductiezone van Rusland in de Stille Oceaan, de Acapulco subductiezone van Zuid-Mexico in de Stille Oceaan, de Midden-Amerikaanse subductiezone, de Andes subductiezone, de West-Indische of Caraïbische subductiezone, en subductiezones van Indonesië, Japan, de Filippijnen, en nog verscheidene andere subductiezones in het westen en het zuidwesten van de Stille Oceaan.
Intraplaat-aardbevingen
Sommige aardbevingen vinden ver van plaatgrenzen plaats. Aardbevingen kunnen overal optreden waar voldoende spanning in de aardkorst aanwezig is om gesteenten te doen scheuren.
Zo ligt Hawaii bijvoorbeeld duizenden km van een plaatgrens, maar de vulkanen waaruit de eilanden bestaan zijn zo snel opgebouwd dat zij nog steeds gravitationele stabilisatie ondergaan. Delen van de Hawaïaanse eilanden storten af en toe in langs normale breuken, waardoor binnen de plaat aardbevingen ontstaan. De meeste aardbevingen doen zich voor op het grote eiland van Hawaï, dat is samengesteld uit de jongste, meest recent gebouwde vulkanen. Uit de geologische gegevens blijkt dat delen van de oudere eilanden de laatste paar miljoen jaar grote instortingen hebben ondergaan, waarbij delen van de eilanden naar de zeebodem zijn geschoven in aardverschuivingen op ondiepe normale breuken.
Een ander voorbeeld is de Basin and Range regio van het westen van de Verenigde Staten, met inbegrip van Nevada en het oosten van Utah, waar de korst aan spanning onderhevig is. Aardbevingen komen daar voor op normale breuken, ver landinwaarts van de plaatgrenzen aan de westkust. De spanning in de korst van de Basin and Range provincie kan gedeeltelijk worden veroorzaakt door een systeem van middenoceanische ruggen die onder Californië zijn gesubducteerd en zich nu onder de Basin and Range bevinden, waardoor spanning in de lithosfeer ontstaat.
Ook in de regio rond Yellowstone National Park doen zich af en toe zware aardbevingen op normale breuken voor. Aardbevingen in dat gebied kunnen het gevolg zijn van de Yellowstone hot spot, die een differentiële thermische uitzetting van de lithosfeer veroorzaakt in een brede zone rond het centrum van de hot spot.
Verschillende steden aan de oostkust, waaronder Boston, New York en Charleston in South Carolina, hebben in de afgelopen twee eeuwen zware aardbevingen doorgemaakt. De breuken onder deze steden kunnen teruggaan tot de splitsing van Pangea en de opening van de Atlantische Oceaan, die ongeveer 200 miljoen jaar geleden begon.
In het gebied van de stad New Madrid, langs de Mississippi in het zuidoosten van Missouri en het westen van Tennessee, deden zich in 1811-1812 grote aardbevingen voor. Kleine tot matige aardbevingen blijven zich daar voordoen, waardoor de mogelijkheid actief blijft dat zich daar in de toekomst opnieuw zware aardbevingen voordoen. Het breuksysteem onder dat gebied kan dateren uit tijden van continentale botsingen en continentale rifting in het verre geologische verleden, en de recente spanning in de korst rond New Madrid kan het gevolg zijn van de massale opeenhoping van sediment in het deltagebied van de Mississippi, dat zich ten zuiden van dat gebied uitstrekt.
Aardbevingen en vulkanen
De verbanden tussen aardbevingen en vulkanen zijn niet altijd even duidelijk. Wanneer magma zich echter onder een vulkaan omhoog beweegt, en wanneer een vulkaan uitbarst, veroorzaakt dat aardbevingen. Vulkanische aardbevingen zijn te onderscheiden van de meer gewone aardbevingen die ontstaan door elastische terugkaatsing langs breuken.
Seismologen kunnen de patronen en signalen van aardbevingen die onder vulkanen vandaan komen, gebruiken om te voorspellen dat de vulkaan op het punt staat uit te barsten, en kunnen met seismische golven zien dat een vulkaan een uitbarsting ondergaat, zelfs als de vulkaan op een afgelegen plek ligt, verborgen is in de duisternis, of verborgen is in stormwolken.
Vulkaanuitbarstingen, en vulkanen in het algemeen, bevinden zich meestal langs breuken, of op het kruispunt van verschillende breuken. Grote breuken die al in de korst aanwezig zijn, kunnen natuurlijke paden zijn om stijgend magma te kanaliseren. Op grote vulkanische bouwwerken zijn ondiepere breuken echter een product van de ontwikkeling van de vulkaan. Er zijn terugkoppelingseffecten tussen de opwaartse druk van het magma in de korst, de groei van breuken in vulkanische zones, en de ontluchting van vulkanen, die nog niet volledig worden begrepen.
Zoals aan het begin van dit hoofdstuk werd opgemerkt, zijn niet alle aardbevingen het gevolg van het schuiven van massieve rotsblokken langs breuken. Wanneer een vulkaan een krachtige pyroklastische uitbarsting ondergaat – met andere woorden, wanneer een vulkaan explodeert – brengt dit de aarde aan het schudden. Aardbevingen als gevolg van een explosieve vulkaanuitbarsting geven een ander seismisch signaal dan aardbevingen die worden veroorzaakt door het glijden langs breuken.
Een ander voorbeeld van aardbevingen die ten minste gedeeltelijk worden veroorzaakt door magmabeweging, in plaats van door het glijden van volledig vast gesteente langs breuken, zijn aardbevingen die worden veroorzaakt door de opwaartse beweging van magma onder een vulkaan, of tot op hogere niveaus in de korst, ongeacht of er een vulkaan bovenop ligt. Een dergelijke opwaartse beweging van magma binnen de korst wordt ook wel magma-injectie genoemd. Seismologen doen nog steeds onderzoek naar de wisselwerking tussen de beweging van magma in de korst en de daarmee samenhangende verschuivingen langs breuken die door de druk en beweging van het magma kunnen worden veroorzaakt.
De Ring van Vuur
De Ring van Vuur is een gebied waar een groot aantal aardbevingen en vulkaanuitbarstingen voorkomen in het bekken van de Stille Oceaan. Hij heeft een hoefijzervorm van 40.000 km en is geassocieerd met een bijna ononderbroken reeks oceaangeulen, vulkaanbogen en vulkanische gordels en/of plaatbewegingen. Hij telt 452 vulkanen en is de thuisbasis van meer dan 75% van de actieve en slapende vulkanen in de wereld. Hij wordt ook wel de circum-Pacific gordel genoemd.
Figuur 5. De Pacific Ring of Fire
Over 90% van alle aardbevingen ter wereld en 81% van ’s werelds grootste aardbevingen doen zich voor langs de Ring of Fire. Het op een na meest seismisch actieve gebied (5-6% van de aardbevingen en 17% van ’s werelds grootste aardbevingen) is de Alpide-gordel, die zich uitstrekt van Java tot Sumatra via de Himalaya, het Middellandse-Zeegebied en de Atlantische Oceaan. De Mid-Atlantische Rug is de derde meest prominente aardbevingsgordel.
De Ring van Vuur is een direct resultaat van platentektoniek en de beweging en botsingen van lithosferische platen. Het oostelijke deel van de ring is het resultaat van de subductie van de Nazca Plaat en de Cocos Plaat onder de westwaarts bewegende Zuid-Amerikaanse Plaat. De Cocos Plaat wordt onder de Caraïbische Plaat, in Centraal Amerika, gesubducteerd. Een deel van de Pacifische Plaat wordt samen met de kleine Juan de Fuca Plaat onder de Noord-Amerikaanse Plaat geschoven. Langs het noordelijke deel wordt de noordwestwaarts bewegende Pacifische plaat onder de boog van de Aleoeten-eilanden gesubducteerd. Verder naar het westen wordt de Pacifische plaat onder de boog van het Kamtsjatka-schiereiland ten zuiden van Japan gesubducteerd. Het zuidelijke gedeelte is complexer, met een aantal kleinere tektonische platen in botsing met de Pacifische plaat vanaf de Marianen-eilanden, de Filippijnen,Bougainville, Tonga, en Nieuw-Zeeland; dit gedeelte sluit Australië uit, aangezien het in het centrum van zijn tektonische plaat ligt. Indonesië ligt tussen de Ring van Vuur langs de noordoostelijke eilanden grenzend aan en met inbegrip van Nieuw-Guinea en de Alpide-gordel langs het zuiden en westen van Sumatra, Java, Bali, Flores, en Timor. De beroemde en zeer actieve San Andreas-breukzone in Californië is een transformatiefout die een deel van de Oost-Pacifische Stijging onder het zuidwesten van de Verenigde Staten en Mexico afsteekt. De beweging van de breuk veroorzaakt talrijke kleine aardbevingen, op meerdere tijdstippen per dag, waarvan de meeste te klein zijn om te worden gevoeld. De actieve Queen Charlotte Fault aan de westkust van Haida Gwaii, British Columbia, Canada, heeft in de 20e eeuw drie grote aardbevingen veroorzaakt: een aardbeving van magnitude 7 in 1929; een van magnitude 8,1 in 1949 (Canada’s grootste geregistreerde aardbeving); en een van magnitude 7,4 in 1970.
Check Your Understanding
Beantwoord de onderstaande vraag (vragen) om te zien hoe goed u de onderwerpen uit het vorige deel begrijpt. Deze korte quiz telt niet mee voor je cijfer en je kunt hem een onbeperkt aantal keren overdoen.
Gebruik deze quiz om je begrip te toetsen en te beslissen of je (1) het vorige deel verder wilt bestuderen of (2) verder wilt gaan met het volgende deel.