Hoofdstuk 3 Opbouw en afbraak van reliëf op aarde

Hoofdstuk 3
Opbouw en afbraak van het reliëf op aarde

Paragraaf 1.1
Alle continenten op aarde bewegen, hierdoor zullen ze in de toekomst ergens anders liggen. Hierbij geldt het actualiteitsprincipe: de aanname dat alle geologische processen die nu de aarde vormgeven, dit in het verleden ook hebben gedaan op dezelfde wijze.


Paragraaf 1.2
Geologische processen moeten we bekijken op een tijdschaal van duizenden of miljoenen jaren omdat ze heel langzaam gaan. De geologische tijdschaal begon 4,6 miljard jaar geleden met het ontstaan van de aarde.


Paragraaf 1.3
Nederland heeft vroeger ronde de hoogte van Suriname gelegen, daardoor vinden we nu nog afdrukken van tropische planten terug. Later lag het in een woestijnklimaat; Door het verdampen van vocht daar vinden we nu nog zoutlagen terug in onze bodem. Nog later lagen we in de subtropen en werden we overspoeld en bleven er lagen plankton achter. Hierdoor is er aardolie in de grond.


Paragraaf 2.1
De aarde heeft een gelaagde opbouw, die we op twee manieren kunnen aangeven.
1 Letten op de dichtheid en chemische samenstelling van het gesteente: Aardkern, aardmantel, aardkorst.
-De aardkorst van continenten is het lichtst, het belangrijkste gesteente van de korst is graniet.
-De korst van de oceaanbodem is zwaarder, die korst bestaat voornamelijk uit basalt.

2 Letten op de mate van plasticiteit en de temperatuur van het gesteente. (buitenkant aarde)
-De lithosfeer is de vaste koele buitenkant van de aarde. Deze bestaat uit afzonderlijke platen die kunnen bewegen.
-De asthenosfeer licht dicht onder de lithosfeer en is plastisch en zorgt voor de beweging van de platen.


Paragraaf 2.2
In de aarde is veel warmte opgeslagen, de temperatuur kan in het midden oplopen tot 6600 graden. Deze hoge temperatuur is te danken aan de oerwarmte en het verval van radioactieve elementen. Door het verval neemt de temperatuur met een kwart van een miljoenste graad toe per jaar. Dit lijkt niet veel maar over de lange geologische tijdschaal is het wel wat. Gesteente leidt warmte nogal slecht waardoor de warmte niet weg kan van de aarde.
Door die verhitting van binnenuit is de asthenosfeer taai vloeibaar. Warmteafgifte gebeurt hier door convectiestromingen. Met een paar centimeter per jaar stijgt het hete gesteente op een paar plaatsen op. Daarna stroomt de warmte naar de zijkanten weg. Hierdoor komt de lithosfeer in beweging.


Paragraaf 2.3
Door die stromingen zijn de platen steeds in beweging. Die beweging noemen we platentektoniek. Die platen zijn meestal aan de ene kant een mid-oceanische rug en aan de andere kant een subductiezone.
1. Een mid-oceanische rug ontstaat door divergerende platen. Dit komt meestal in oceanen voor. Hier is een stijgende convectiestroom waardoor er steeds verhit materiaal naar boven komt tussen de twee platen en daar stolt. Hierdoor ontstaat steeds nieuwe oceanische korst die ontstaat uit basalt. Er wordt hoogte opgebouwd en een mid-oceanische rug is eigenlijk een gebergte onder water.
2. Subductiezones komen voor waar platen convergeren. De plaatgrens is te herkennen aan een langgerekte diepte in de zeebodem; een diepzeetrog. We vinden troggen meestal aan de randen van continenten en eilandbogen. De plaat verdwijnt hier onder een andere (continentale) plaat omdat hij zwaarder is (basalt vs graniet).


Paragraaf 3.1
In de platen zitten scheuren en barsten waar soms magma door naar boven komt. Alle verschijnselen dit te maken hebben met het uittreden van magma noemen we vulkanisme.
Bij de openingen zijn soms vulkanen. Vulkanisme kan effusief (het stroomt vloeibaar weg) of explosief (grote boem) zijn.

Twee factoren bepalen het karakter van vulkanisme:
1. De dikte van de bedekkende plaat. Als er grote gasdruk is zal er pas explosief vulkanisme zijn. Als er water bij de magmahaard kan bevordert dit de gasdruk. Ontgassing die de druk verlaagt moet kunnen plaatsvinden. Als dit moeilijk gaat (door een dik gesteente) wordt er eerst een hoge druk opgebouwd en is er explosief vulkanisme.
2. De samenstelling van het magma. Als de magmahaard uit oceanische korst (basalt) bestaat, is het magma dun vloeibaar en kan het makkelijk ontgassen. Als de magmahaard veel continentale korst (en dus graniet) bevat, wordt het magma taai vloeibaar, hierdoor is ontgassing moeilijk en ontstaat dus explosief vulkanisme.


Paragraaf 3.2
Er zijn vier hoofdvormen vulkaansoorten:
1. Schildvulkanen: bij dun vloeibaar magma dat rustig wegstroomt. Ze zijn vaak kegelvormig met een flauwe helling en opgebouwd uit basaltlagen.
2. Spleetvulkanen: als dun vloeibaar magma uit lange scheuren stroomt. Er komt steeds laag over laag basalt, dat ook wel plateaubasalt wordt genoemd.
3. Stratovulkanen: bij taai vloeibaar magma. Door grote gasdruk wordt veel los materiaal weggeslingerd; de verzamelnaam voor alles wat uitgeworpen wordt is pyroklastica.
Het resultaat is een kegelvormige steile helling met lagen gestolde lava en lagen los materiaal.
4. Caldervulkaan: een (meestal strato)vulkaan die zo heftig is ontploft dat het centrale deel is weggeslagen. In de krater die overblijft kunnen nieuwe vulkanen ontstaan of de laagte kan zich vullen met water.


Paragraaf 3.3
Vulkanen kun je op 4 soorten plaatsen tegenkomen:
1. Bij mid-oceanische ruggen. Door de stijgende convectiestroming wordt er constant heet gesteente aangevoerd. Ook wordt de plaat uitgerekt door de convectiestroming waardoor scheuren ontstaan en kan er steeds makkelijk water bij wat zorgt voor een grote gasdruk. Meestal zijn er in de oceaan spleet- en schildvulkanen.
2. Bij subductiezones. Door de wrijving van twee platen en de diepte neemt de temperatuur toe. Er kan makkelijk water en sediment bij waardoor de druk nog verder toeneemt. De magmahaard bevat zowel graniet als basalt (andesiet). Pas als de druk in de magmahaard hoger is dan die van het gewicht van de bovenliggende plaat zal er een uitbarsting zijn, die meestal vrij explosief is (caldera- en stratovulkanen).
Explosief vulkanisme vind je bij subductiezones op twee plaatsen:
-Waar de subductiezone langs een continentrand en gebergte ligt (Andes).
-Waar de subductiezone langs een continentrand en een eilandenboog ligt (Japan).
3. In oceanen boven een hotspot. Hotspots zijn geïsoleerde kolommen heet gesteente. Ze vormen abnormaal hete plekken in de aardkorst waar het gesteente omhoog komt. Vooral bij oceanische platen met een dunne korst komen ze er makkelijk doorheen en zorgen voor uitvloeien van basalt. Omdat platen bewegen en hotspots niet kunnen ze voor een lint van vulkanische eilanden zorgen.
4.Op contintenten boven een hotspot. De aardkorst kan hier tot wel 2 kilometer opbollen wat scheuren veroorzaakt. Hierdoor breekt de korst in losse stukken die ook weer kunnen bewegen. Deze zoeken naar een drijvend evenwicht waardoor horsten en slenken ontstaan. Langs de breuken kan basalt uitvloeien, wat meestal zorgt voor schild- en spleetvulkanen. Als er granitisch materiaal bijkomt kan het explosiever worden. Door dit alles kunnen ook nieuwe oceanen ontstaan (oost-afrika).


Paragraaf 4.1
Alle gebergten hebben een aantal gemeenschappelijke kenmerken:
• Gebergtevorming is een proces dat heel lang duurt.
• De voorloper van een gebergte is altijd een dalingsgebied (geosynclinale) aan de rand van een continent. Vaak een zee of kustgebied waar afbraakproducten van andere gebergten worden afgezet. Deze lagen sediment vormen op den duur een nieuw gebergte.
• Gebergten bestaan uit harde geplooide lagen gesteente. Die plooien zijn het gevolg van horizontale samendrukking. Subductie of het botsen van continenten hebben hiervoor gezorgd.
• Door het zoeken naar een drijvend evenwicht zijn er verticale krachten die zorgen voor opheffing waardoor breuken ontstaan.
• De hoogte hangt af van de ouderdom.
• Ze liggen aan de randen van vroegere of huidige continenten. Voor het verklaren van het ontstaan ervan moet je kijken naar de beweging en ligging van de continenten vroeger.


Paragraaf 4.2
Voor plooiingsgebergten is horizontaal werkende druk nodig die vlak liggende afzetting in een dalingsgebied opplooit. Dit kan op twee manieren:
1. Plooiingsgebergte bij subductiezones: De sedimenten op de zeebodem worden tegen het continent aangedrukt en geplooid. Het wordt de diepte ingedrukt. Het materiaal is vrij licht en dat wordt richting de zwaardere aardmantel gedrukt. De geplooide gesteentelagen gaan nu op zoek naar het isostatisch evenwicht. De stijging gaat heel langzaam. Ook het magma gaat mee omhoog en nadat het stolt ontstaat er een granietkern. Ook kan er explosief vulkanisme ontstaan doordat magma zich naar buiten dringt.
2. Plooiingsgeberte door botsing van continenten: Als de subductie heeft plaatsgevonden gaan de continenten naar elkaar toe bewegen en bij de subductiezone op elkaar botsen. Al het sediment uit de vroegere zee wordt tussen de continenten samengedrukt, geplooid en opgeheven. Hierdoor ontstaat een plooiingsgebergte. Ook dit gebergte heeft een granietkern. De subductie zal nu stoppen omdat de continenten aan elkaar zijn gegroeid.


Paragraaf 5.1
Aardbevingen vinden plaats in de bovenste 100 km van de aardkorst. Ze ontstaan wanneer stukken aardkorst langs elkaar schuren, bij plaatranden en breuken. Eerst bewegen ze niet maar als er genoeg spanning is opgebouwd schieten ze ineens een stuk door. Op een bepaalde diepte ontstaat dan een aardschok (aardbevingshaard of hypocentrum). De trillingen gaan dan door naar het aardoppervlak. De plek recht boven het hypocentrum heet het epicentrum.

De zwaarte van een aardbeving hangt af van de spanning die was opgebouwd.
De dikte van de gesteentemassa’s speelt hierbij een rol. Diepe aardbevingen zijn dan ook vaak heftiger van de ondiepe. Bij transforme breuken kunnen ook ondiepe aardbevingen heftig zijn. Hierbij schuiven twee stukken in horizontale richting langs elkaar in tegengestelde richting. In oceanen zijn vooral bij mid-oceanische ruggen veel transforme breuken. Vooral bij subductiezones zijn deze aardbevingen er heftig omdat de convectiestromingen nog een handje helpen. De aardbevingen zijn altijd aan de landkant van de diepzeetrog.


Paragraaf 5.2
De intensiteit van een aardbeving kun je op twee manieren aangeven:
1. De magnitudeschaal van Richter. Deze gaat uit van de hoeveelheid energie die vrijkomt. Dat wordt berekend aan de hand van de trillingen in de grond, die je kunt meten met een seismograaf. De sterkte wordt berekend via de hoogste uitschieter van de seismograaf. De sterkte wordt magnitude genoemd en wordt uitgedrukt op een logaritmische schaal van 0 tot 9.
2. De intensiteit van Mercalli. Deze gaat uit van de schade die is aangericht door de aardbeving. Deze wordt ingedeeld op een schaal van 1 tot 12. Een nadeel van deze is dat hij erg subjectief is en niet overal toe te passen is. Het voordeel is wel dat je een schatting kunt maken van de kracht van een aardbeving in het verleden (zie bron 20).


Paragraaf 5.3
Aardbevingen in de zee hebben een gevaarlijk neveneffect; tsunami’s.
Voor het ontstaan van tsunami’s is een grote verticale waterverplaatsing nodig. Hiervoor is meestal een beving van groter dan 7.0 op de schaal van richter nodig. Ze komen vooral bij subductiezones voor. Hierbij trekt de onderduikende plaat de bovenliggende mee naar beneden. Als de spanning te groot wordt schiet hij weer terug omhoog. Hierdoor ontstaan golven van 100-400 km lang en 50 cm hoog, en met snelheden van wel 1000 km/h. Als ze de kust naderen wordt de zee minder diep en worden de golven korter maar hoger (tot 30 meter).


Paragraaf 6.1
Direct na de opbouw van reliëf begint de afbraak al weer. De zon is hierbij de motor van exogene processen. De processen die zorgen voor het afbreken van gesteente noemen we verwering. Hierna wordt het afbraakmateriaal weggevoerd, dit is erosie.
Verwering gebeurt op twee manieren:
1. Door fysische verwering: het gesteente wordt kapotgemaakt zonder dat de samenstelling verandert. In gebieden waar de temperatuur vaak onder de 0 is is vorstwerking erg belangrijk hierin. In gebieden waar de temperatuur sterk wisselt is het krimpen en uitzetten belangrijk. Door de verwering wordt het oppervlak van het gesteente groter, waar chemische verwering weer wat aan heeft.
2. Door chemische verwering: De inwerking van water, zuurstof en allerlei zuren zorft hier voor verwering; de samenstelling van het gesteente verandert. Chemische verwering gaat het best met veel water en warmte. Het resultaat is dat er allerlei voedingstoffen vrijkomen voor planten. Het oplossen van stoffen in gesteente, zoals kalk, zorgt voor karstvorming.


Paragraaf 6.2
Verwering kan op hellingen zorgen voor het ontstaan van een dik puindek. Als dat vervolgens dor de zwaartekracht in beweging wordt gezet ontstaan er massabewegingen.
Er zijn drie hoofdzaken voor beweging mogelijk:
1. Vallen. Losse stukken steen kunnen gewoon naar beneden vallen. Aan de voet van een gesteentewand ontstaan dan puinhellingen. Als een hele rotsmassa ineens naar beneden komt noemen we dit een bergstorting. Meestal zorgt de gelaagdheid of het voorkomen van scheuren hierin een rol.
2. Vloeien. Na veel regen kan een puinmassa verzadigd worden. Er ontstaat dan een soort pap van verweringsmateriaal en water die naar beneden kan bewegen. Zo’n modderstroom kan zijn hoge dichtheid hele rotsen en auto’s meesleuren. Modderstromen komen vooral voor in gebied waar ze een periode van hevige, intense regenval hebben. Een modderstroom kan binnen enkele minuten ontstaan.
3. Glijden. Als er een steile helling is dan kan een hele puinmassa gaan glijden over een glijlaag. Dit is vaak een kleilaag of een harde ondoorlatend gesteente. Als er regen valt zorgt die laag voor een soort glijbaan en ontstaan er aardverschuivingen. Vaak is dit een combinatie met vloeien.


Paragraaf 7.1
Bij de afbraak van reliëf speelt water een belangrijke rol. Als het regent concentreert dit water zich in geultjes en dat water neemt dan wat gesteente mee. Dit heet geulerosie en is het ontstaan van een rivierenstelsel. De geulen worden dieper en er ontstaat een hoofdstroom met zijtakken. De vertakking stopt pas als er een evenwicht is tussen afvoer en hoeveelheid neerslag. Het verzamelgebied van al het regenwater noemen we het stroomgebied. De daldichtheid kunnen we bepalen door de totale lengte van de rivieren te delen door het totale oppervlak van het stroomgebied. Het opnemen en afvoeren van de gronddeeltjes noemen we bodemerosie. Alleen een dicht plantendek kan dit tegengaan. Door dit weg te halen kan versnelde bodemerosie optreden.


Paragraaf 7.2
Er is ook nog een langzamere indirecte weg om water af te voeren. Het kan in de grond zakken en wordt dan grondwater genoemd. Dit stroomt langzaam en is een vrij constante stroom; dit is de basisafvoer. Het water dat via de oppervlakte wordt afgevoerd is de piekafvoer. Als er veel piekafvoer is is er minder basisafvoer en andersom. De verdeling van de afvoer over een jaar noemen we het regiem van de rivier.


Paragraaf 7.3
Wanneer de rivier uit het gebergte komt daalt de snelheid sterk; er volgt sedimentatie waardoor de bedding van de rivier volstroomt. Er moet dan een nieuwe loop gekozen worden. Het resultaat is een puinwaaier aan de voet van de berg. Dit vinden we vooral in woestijngebieden omdat de fysische verwering hier sterk is en er dus grote brokken materiaal afgevoerd worden. In de gematigde gebieden stammen de puinwaaiers uit de ijstijd, want toen was er ook veel fysische verwering door het ijs. Als een puinwaaier in de woestijn weer weggesleten wordt ontstaat er sedimentatie in de vorm van zandduinen.


Paragraaf 7.4
Waar een rivier in de zee of een meer uitkomt, daalt de stroomsnelheid nog een keer. Hier ontstaat een uitbouw van afzetting; dit is een delta. Eerst dalen de zanddeeltjes, die vormen de frontlaag. Hierop komen de toplagen. Aan de zeekant liggen de bodemlagen die bestaan uit klei, omdat dat het laatste daalt. Een grote delta wil zeggen dat er veel verwering en erosie is.


Paragraaf 8.1
Er zijn vier hoofdgroepen soorten gesteente:
1. Sediment. Sediment bestaat uit losse onsamenhangende deeltjes die ergens zijn afgezet. Vaak is dit los verweringsmateriaal. Het kan ook organisch afval zijn van planten en dieren.
2. Sedimentgesteente. Dikke lagen sediment worden na een tijd hard en compact door de druk van het gewicht dat er boven op ligt. Door deze verkitting verandert het karakter van het gesteente. Een belangrijk kenmerk van sedimentgesteente is dat het min of meer horizontaal gelaagd is. Ook is hier de aanwezigheid van fossielen mogelijk.
3. Metamorfe gesteente. Metamorfe gesteente is het resultaat van verharding en vervorming van andere gesteentes. Dit wordt veroorzaakt door de samendrukking en plooiing van sediment in een dalingsgebied. Meestal ontstaat dit dus tijdens gebergtevorming.
4. Stollingsgesteente. Dit zijn gesteenten die een vaste vorm hebben gekregen tijdens het stollen van magma. Dit gesteente is dus gekoppeld aan gebergtevorming of vulkanisme. Wanneer magma geleidelijk afkoelt ontstaan grote kristallen, een voorbeeld hiervan is graniet. Wanneer het snel afkoelt ontstaan er kleinere kristallen en is het gesteente meer homogeen, een voorbeeld hiervan is graniet.


Paragraaf 8.2
Over lange tijd gezien is er een kringloop van gesteente. De hoofdgroepen gesteente gaan steeds in elkaar over (bron 39). Die bron zegt eigenlijk genoeg.

De bronnen en clips zijn hier niet in samengevat.