Interlude A: introducing rocks
wat is een gesteente:
Voor een geoloog is gesteente een coherente, natuurlijk voorkomende vaste stof die bestaat
uit een aggregaat van mineralen of, minder gebruikelijk, een hoeveelheid glas ( zoals
obsidiaan)
coherent: Een gesteente houdt zich bijeen en moet gebroken worden om in kleinere stukken
te kunnen worden verdeeld. Door zijn samenhang kunnen gesteenten kliffen vormen of
worden uitgehouwen tot bouwblokken of sculpturen. Een stapel losse mineraalkorrels vormt
geen gesteente. Dat is waarom zand dus ook niet wordt gezien als een gesteente. Omdat
het een los sediment is, bestaande uit afzonderlijke, kleine korrels van verweerd gesteente,
in plaats van een solide, aaneengesloten massa zoals gesteenten hebben.
Ook zijn gesteenten natuurlijk voorkomend: alleen materialen die door natuurlijke processen
zijn gevormd vallen onder de term gesteenten. Gefabriceerde producten zoals een baksteen
of beton zijn dus geen gesteenten.
gesteenten bevatten een aggregaat van mineralen of een glasmassa: de meeste gesteenten
bestaan uit een aggregaat (verzameling) van vele mineraalkorrels of kristalkorrels. De
termen korrel en kristal worden vaak door elkaar gebruikt.
korrel: korrel is een algemene term. Het kan verwijzen naar een stuk mineraal, naar een
fragment dat is afgebroken van een ooit groter stuk van een mineraal of reeds bestaand
gesteente, of naar een fragment van glas. Korrels zijn er in heel veel verschillende soorten
en maten.
kristal: kristal is een meer beperkte term. Een kristal is een aaneengesloten (ononderbroken)
stuk van een enkel mineraal dat tot zijn huidige vorm is gegroeid en kristalvlakken kan
vertonen. (Een groot kristal, of aggregaat van kristallen, van een enkel mineraal kan een
mineraalspecimen worden genoemd, zelfs als het meters lang is.)
Sommige gesteenten bevatten slechts één soort
mineraal, terwijl andere meerdere soorten bevatten. Een paar gesteentetypen
die bij vulkanen ontstaan, bestaan ​uit natuurlijk glas, dat kan voorkomen als
een homogeen lichaam of als een opeenhoping van kleine scherven.
vulkanisch glas zoals op de foto hier rechts ontstaat wanneer vloeibaar
magma bij een vulkaanuitbarsting extreem snel afkoelt, waardoor er geen tijd is voor de
vorming van kristallen (uitvloeiingsgesteente). Deze snelle afkoeling zorgt ervoor dat de
gesmolten stenen een amorfe, glasachtige structuur krijgen in plaats van de typische
kristallen die in stollingsgesteente voorkomen. Langzamere afkoeling van gesteenten vindt
dieper in de aarde plaats. Dit wordt een dieptegesteente genoemd. Hierbij stolt de magma
heel langzaam waardoor er wel tijd is voor de vorming van kristallen. Hoe langzamer dit
gaat, hoe groter de kristallen zullen worden.
hoe houdt het gesteente zich bijeen?
Korrels in gesteenten verbinden zich tot een coherente massa, de coherente massa ontstaat
omdat natuurlijk cement, samengesteld uit mineralen die uit water in de ruimte tussen de
korrels neerslaan, ze aan elkaar lijmt, ze passen dan in elkaar als een soort legpuzzel.
Gesteenten waarvan de korrels door cement op hun plaats worden gehouden, noemen we
klastische gesteenten, en gesteenten waarvan de kristallen in elkaar grijpen, noemen we
kristallijne gesteenten. Een glasachtig gesteente kan coherent zijn omdat het is ontstaan ​als
een aaneengesloten massa en daarom geen losse korrels bevat, of omdat het is ontstaan
​door losse glaskorrels aan elkaar te lassen toen de korrels nog heet waren.
Hierboven heb ik een afbeelding uit het boek gepakt omdat je hier heel goed kan zien wat ik
hierboven uitleg. Hier zien we een zandsteen (klastisch gesteente). Bij zit gesteente worden
dus de losse korrels bij elkaar gehouden door natuurlijk voorkomend cement.
Hierboven zien we een graniet (kristallijn gesteente). Bij dit gesteente zijn de kristallen
samen gevormd en grijpen ze elkaar vast. Hier is dus geen natuurlijk cement aan te pas
gekomen.
Een gesteente is een verzameling van chemicaliën. Niet alle gesteenten bestaan uit
dezelfde chemicaliën. De mantel van de aarde bestaat vooral uit zuurstof en silica. De
meeste gesteenten bevatten silica. Echter spelen bij het aardoppervlak organismen ook een
rol in de vorming van gesteenten. Een aanzienlijk deel van het gesteente in de bovenkorst
van continenten bestaat dan ook uit carbonaatmineralen. Deze ontstaan door de afzetting
van bijvoorbeeld skeletjes en schelpjes van organismen. Deze afzettingen komen terecht in
het gesteente. Gesteenten bestaande uit oxiden, sulfiden en sulfaten dienen als belangrijke
grondstoffen voor metalen en industriële materialen, maar vormen slechts een klein
percentage van de gesteenten op aarde.
Aan het aardoppervlak komen stenen voor als losse,
afgebroken stukken, die zijn getransporteerd door wind,
water, ijs of als bedrock, het gesteente wat nog vast zit aan
de aardkorst. een blootgesteld stuk bedrock wordt outcrop
genoemd. Hiernaast is een voorbeeld van outcrop te zien.
Er zijn 3 basisklassen van gesteenten:
1.​ stollingsgesteenten, die ontstaan ​door het stollen van gesmolten gesteenten.
2.​ sedimentaire gesteenten, die ontstaan door het aan elkaar lijmen van korrels die van
reeds bestaande gesteenten zijn afgebroken, of door het neerslaan van mineralen
kristallen uit waterige oplossingen aan of nabij het aardoppervlak.
3.​ metamorfe gesteenten, die ontstaan ​wanneer bestaande gesteenten van karakter
veranderen als reactie op een verandering in druk en temperatuur, en/of als gevolg
van samendrukken, uitrekken of afschuiven onder omstandigheden waarbij de
gesteenten niet barsten en breken. Metamorfose vindt plaats in de vaste toestand,
wat betekent dat er geen sprake is van smelten.
korrelvorm- en grootte: er is veel variatie in de grootte en de vorm van de korrels.
Sommige korrels zijn zo klein dat je ze niet kan zien zonder microscoop (afanitisch) en
sommigen kun je gewoon goed zien met het blote oog of met een loepje (faneritisch). Ook
kan het zijn dat een gesteente bestaat uit allemaal dezelfde korrels (equigranulair) of uit
verschillende soorten korrels (porfirisch). Ook de samenstelling van gesteenten is heel
verschillend, maar ook de omstandigheden daaromheen beïnvloeden het gesteente. Je kan
twee gesteenten hebben met dezelfde chemische samenstelling die er toch heel anders
uitzien. Dat kan omdat het ene gesteente onder andere druk of temperatuur gevormd is dan
het andere. Onder hogere temperatuur bewegen atomen sneller en worden veel bindingen
gebroken en hogere druk zorgt er juist voor dat de atomen dichter bij elkaar komen te liggen.
De atomen gaan zich dus anders rangschikken, wat zorgt voor variatie in gesteenten met
dezelfde chemische samenstelling.
Gesteenten kunnen onderzocht worden door middel van een
handstuk bekijken, als het nog vast zit aan de bedrock kun
je een stuk eraf halen met de hamer. En door middel van
“thin section study" waarbij een heel dun stuk steen wordt
bekeken onder een speciale microscoop.
interlude B: A Surface Veneer: Sediments and Soils
Sediment bestaat uit losse fragmenten van gesteenten of mineralen, die van het vaste
gesteente zijn afgebroken, minerale kristallen die rechtstreeks uit het water neerslaan, en
schelpen of schelpfragmenten.
Sedimenten ontstaan ​door verwering, de fysische en chemische afbraak van reeds bestaand
gesteente op of nabij het aardoppervlak.
Sedimenten vormen een oppervlaktelaag, of bedekking, op het vaste gesteente dit heet
regoliet. Deze bedekking varieert in dikte van 0 km, op plaatsen waar het vaste gesteente uit
het aardoppervlak tevoorschijn komt, tot 20 km, waar diepe, met sediment gevulde
depressies, genaamd sedimentaire bekkens zich hebben ontwikkeld. Interactie met water en
organismen kan sediment in de loop van de tijd veranderen en transformeren tot bodem,
een essentieel materiaal voor leven.
Joins
Gesteenten die diep in de aardkorst begraven liggen, staan ​onder enorme druk,
door het gewicht van de bovenliggende rots. Diepe gesteenten zijn ook
warmer dan gesteenten dichter bij het aardoppervlak vanwege de geothermische
gradiënt van de aarde. Over lange tijd slijpen stromend water, lucht en ijs de bovenliggende
rots aan het oppervlak weg en
verwijderen deze, een proces dat erosie wordt genoemd. Tegelijkertijd
kan tektonische activiteit een opwaartse beweging van de aardkorst veroorzaken. Als gevolg
hiervan, doordat opheffing en erosie gelijktijdig werken, beweegt gesteente dat
diep in de aarde lag geleidelijk dichter naar het aardoppervlak. Naarmate dit proces van
exhumatie (weer naar boven halen) voortduurt, nemen zowel de druk als de temperatuur die
op het gesteente inwerken af. De resulterende veranderingen in druk en temperatuur
kunnen ervoor zorgen dat de vorm van een gesteente enigszins verandert. Met name
naarmate het gewicht dat op het gesteente werkt afneemt, rekt het gesteente verticaal een
beetje uit en wordt het horizontaal iets korter, en naarmate het gesteente afkoelt, krimpt het.
Zulke veranderingen kunnen krachten genereren die voldoende zijn om het gesteente te
breken. Natuurlijke scheuren die in gesteenten ontstaan ​door het verwijderen van de
deklaag of door afkoeling, staan bekend als joints.
Joints komen in verschillende vormen voor. Sommige hebben vrij gladde, vlakke
oppervlakken, terwijl andere onregelmatige, gekartelde oppervlakken hebben, en weer
andere brede rondingen. Intervallen van sedimentair gesteente bevatten doorgaans reeksen
vlakke, verticale joints die, omdat ze lagen kruisen, gesteenten in
rechthoekige blokken breken.
Granietplutons daarentegen ondergaan vaak exfoliatie, wat betekent dat ze splijten langs
joints die bijna parallel aan de rotswand staan, waardoor gebogen platen ontstaan ​die lijken
op de lagen van een ui. Ongeacht hun oriëntatie verandert de vorming van joints het
voorheen intacte gesteente in afzonderlijke blokken. De zwaartekracht trekt aan deze
blokken, die uiteindelijk van de outcrop af vallen waarin ze zijn gevormd. In sommige
gevallen verzamelen de blokken zich in een schort talus, het puin aan de voet
van een helling (een soort puinwaaier). Als de blokken in een beek of op de kust vallen,
kunnen ze door water worden meegevoerd.
verwering:
Er zijn 2 soorten verwering: chemische en mechanische verwering. Bij chemische verwering
verandert de chemische samenstelling van het gesteente door chemische reacties met
stoffen uit de omgeving. Dit kan gebeuren door inwerking van water (hydrolyse), waarbij
water reageert met de mineralen uit het gesteente waardoor er bijvoorbeeld nieuwe zachtere
mineralen zoals klei kunnen ontstaan. Als tweede kan chemische verwering plaatsvinden
door zuurstof wat uit water komt. Dat zorgt ervoor dat bepaalde materialen (vooral ijzer)
gaan roesten. Als laatste kan door zure regen een gesteente chemisch verweren,
koolstofdioxide uit de lucht komt terecht in de regen, wat het zuur maakt. Kalksteen lost op
als het in contact komt met deze zure regen. Hierdoor ontstaan grotten. Bij mechanische
verwering valt een gesteente uiteen door water, ijs, wind, temperatuur en plantenwortels.
water wind en ijs zorgen ervoor dat er stukken van het gesteente af worden gebroken.
plantenwortels groeien tussen de spleten in de gesteenten, door druk van de plantenwortels
kan het gesteente uiteen vallen. en temperatuurverschillen zorgen ervoor dat een gesteente
uitzet (warm) en slinkt ( koud) als dit vaak genoeg gebeurt valt het gesteengte uiteindlijk
uiteen. zelfde verhaal met ijs wat in de gleuven van een gesteente terecht komt. ook dieren
zoals wormen kunnen zorgen voor verwering.
Salt wedging (zoutverwering)
In droge klimaten slaat opgelost zout in water neer en
vormt het kristallen in open poriën in gesteenten. De groeiende kristallen duwen
de omliggende korrels uit elkaar en verzwakken het gesteente, waardoor het bij blootstelling
aan wind en regen uiteenvalt in afzonderlijke korrels. Dit fenomeen, zoutverwering genoemd,
treedt ook op bij outcrop wanden in kustgebieden, waar zoutnevel in het gesteente sijpelt en
vervolgens opdroogt; na verloop van tijd ontwikkelt het gesteente een oppervlaktetextuur die
lijkt op een honingraat.
Niet alle mineralen verweren even snel. Sommige breken al binnen enkele maanden of jaren
af, terwijl andere miljoenen jaren vrijwel onaangetast blijven. In een gematigd klimaat
verweert bijvoorbeeld calciet veel sneller dan de meeste silicaten. Bij silicaten geldt dat
mineralen die bij hogere temperaturen zijn gekristalliseerd, minder stabiel zijn aan het
relatief koele aardoppervlak dan mineralen die bij lagere temperaturen zijn gevormd.
De snelheid van verwering hangt af van zowel de kristalstructuur als de chemische
samenstelling. Mineralen met weinig verbindingen tussen de silicium-zuurstof-tetraëders
hebben een zwakkere structuur en verweren dus sneller dan mineralen met veel
verbindingen. Daarnaast verweren mineralen die ijzer, magnesium, natrium, kalium of
aluminium bevatten sneller dan mineralen zonder deze elementen.
Een uitzondering is kwarts (SiO₂). Dit mineraal heeft een sterke driedimensionale structuur
met bindingen in alle richtingen, waardoor het zeer stabiel blijft. Daarom zie je bij de
verwering van graniet (dat uit kwarts, mica en veldspaat bestaat) dat bijna alle mineralen
omgezet worden in klei, behalve kwarts. Het resultaat is dat veel stranden voornamelijk uit
kwartszand bestaan: kwarts blijft over, terwijl de andere mineralen oplossen en
wegspoelen.
In de praktijk verlopen chemische en mechanische (fysische) verwering niet los van
elkaar, maar juist samen. Ze versterken elkaar en zorgen zo voor het uiteenvallen van
gesteente tot sediment.
Mechanische verwering versnelt chemische verwering, omdat chemische reacties
plaatsvinden aan het oppervlak van een mineraal. Hoe groter de
oppervlakte/volume-verhouding, hoe sneller de chemische verwering. Wanneer een groot
gesteenteblok door scheuren of breuken (jointing) in kleinere stukken uiteenvalt, neemt de
oppervlakte toe, waardoor de chemische verwering sneller gaat.
Omgekeerd zorgt chemische verwering ervoor dat gesteente gevoeliger wordt voor
mechanische verwering. Dit gebeurt doordat:
-​
-​
-​
harde mineralen (zoals veldspaat) omgezet worden in zachte kleimineralen,
cement substanties oplossen,
mineralen water opnemen en uitzetten.​
Daardoor verzwakt het gesteente en valt het gemakkelijker uit elkaar. Zo blijft een blok vers
graniet meestal heel als je het laat vallen, maar een blok chemisch verweerd graniet
brokkelt uiteen tot losse fragmenten.
Verwering gaat ook sneller bij randen en hoeken dan bij vlakke oppervlakken. Een vlak
wordt namelijk maar van één kant aangetast, een rand van twee kanten en een hoek zelfs
van drie kanten tegelijk. Gevolg: randen worden stomp en hoeken rond.
In gesteenten die homogeen zijn, zoals graniet, veranderen rechthoekige blokken daardoor
langzaam in afgeronde vormen. Soms vindt er zelfs exfoliatie plaats, waarbij een blok
gesteente in dunne, ui-achtige schillen afbladdert. Dit proces geeft het gesteente een meer
bolvormige structuur en wordt door geologen sferoïdale verwering genoemd.
Bodem/grond
De bodem bestaat uit gesteente of sediment dat door fysische en chemische interactie met
organisch materiaal en regenwater in de loop van de tijd is veranderd in een substraat dat
de groei van planten kan ondersteunen.
De vorming van bodem (soil) vindt plaats door drie belangrijke processen die aan of net
onder het aardoppervlak plaatsvinden. Het eerste proces is de productie van
mineraalpuin. Door chemische en mechanische verwering ontstaan losse
gesteentestukjes, nieuwe mineraalkorrels zoals klei, en opgeloste ionen afkomstig van
sediment of moedergesteente.
Het tweede proces is de interactie met water. Wanneer regen valt, sijpelt een deel van het
water door het puin heen en neemt het opgeloste ionen en kleideeltjes mee. Het gebied
waar dit neerwaartse transport plaatsvindt, wordt de uitspoelingszone genoemd, omdat
ionen en deeltjes worden weggezogen of verwijderd. Dieper in de bodem ontstaan nieuwe
mineralen uit het water of door reacties met het gesteente, en wordt fijne klei afgezet. Dit
gebied noemt men de afzettingszone.
Het derde proces is de interactie met organismen. Bodem
is een leefomgeving voor talloze organismen en vormt een
plek waar biologische en fysieke processen elkaar sterk
beïnvloeden. In slechts één kubieke centimeter vochtige
bodem in een warm klimaat kunnen meer dan een miljard
microben leven, en in een hectare bodem kunnen meer
dan 1,5 miljoen regenwormen kruipen. Deze organismen
nemen voedingsstoffen op, laten organisch afval achter,
produceren zuren die mineralen verweren, en mengen en
beluchten de bodem. Wanneer organismen sterven,
verteren ze tot organisch koolstof dat zich vermengt met
mineraalpuin, waardoor humus ontstaat.
Samengevat ontstaat bodem dus door een combinatie van
verwering, watertransport en biologische activiteit,
waarbij mineralen, klei en organisch materiaal zich mengen
tot een vruchtbare laag aarde waarin leven kan floreren.
Door de processen van verwering, watertransport en
biologische activiteit verandert sediment en moedergesteente
in bodem, en krijgt de bodem een geheel andere structuur en
samenstelling dan het oorspronkelijke materiaal.
Omdat bodemvormende processen op verschillende dieptes
plaatsvinden, ontstaan er meestal verschillende horizonten
in de bodem, die samen een bodemprofiel vormen. Een
ideaal voorbeeld van een bodem in een gematigd bos ziet er
als volgt uit:
●​ O-horizon: de bovenste laag, bijna volledig opgebouwd
uit organisch materiaal, bijna geen mineralen.​
●​ A-horizon: hierin mengt humus zich met mineralen zoals klei, silt en zand.
Regenwater veroorzaakt hier chemische verwering, lost mineralen op en vormt
nieuwe kleimineralen. Dit is samen met de O-horizon het topsoil, de donkere,
vruchtbare bovenlaag die boeren bewerken.​
●​ E-horizon: een laag met veel uitspoeling, waar mineralen en klei zijn weggespoeld
maar nog weinig organisch materiaal aanwezig is.​
●​ B-horizon: de subsoil, waar opgeloste stoffen en klei worden afgezet (zone van
accumulatie).​
●​ C-horizon: bestaat uit verweerd puin dat nog geen uitspoeling of accumulatie heeft
ondergaan. Daaronder ligt ongerept gesteente of sediment.​
Bodem verschilt sterk van locatie tot locatie in samenstelling, dikte en textuur, wat van
invloed is op welke planten er goed kunnen groeien. De samenstelling van bodem wordt
beïnvloed door verschillende factoren:
1.​ Klimaat: Hoeveel regen er valt, de verdeling van neerslag en de temperatuur
bepalen de snelheid van chemische verwering en uitspoeling. Warm en nat weer
versnelt bodemvorming, terwijl koud en droog weer dit vertraagt.​
2.​ Substraat (moedergesteente): Bodem die ontstaat op basalt, graniet, vulkaanas of
kwartszand verschilt in samenstelling, omdat het substraat verschillende mineralen
bevat. Bijvoorbeeld: basaltbodems bevatten vaak meer ijzer dan granietbodems.
Bodems vormen zich sneller op losse sedimenten dan op hard gesteente.​
3.​ Heuvelhelling: Op vlak terrein kan een dikke bodem ontstaan, terwijl op steile
hellingen sediment weggespoeld wordt.​
4.​ Vochtigheid: Bodems met meer water verweren
sneller en bevatten vaak meer organisch
materiaal.​
5.​ Tijd: Bodemvorming kost tijd. Jonge bodems zijn
dunner en minder ontwikkeld dan oudere
bodems. In gematigde streken vormt de bodem
zich gemiddeld 0,02–0,20 mm per jaar, waardoor
ongeveer 1 meter bodem in ~10.000 jaar
ontstaat.​
6.​ Vegetatietype: Verschillende planten halen
andere voedingsstoffen uit de bodem en voegen
organisch materiaal toe. Planten met diepe
wortels voorkomen erosie en helpen zo bij de opbouw van een dikkere bodemlaag.
Bodems verschillen sterk in textuur, structuur en kleur, afhankelijk van hun ontstaan en
samenstelling.
-​
-​
Textuur: Dit geeft de verhouding van zand-, silt- en klei korrels in de bodem weer.
Voor veel gewassen is leem ideaal, een bodem met 10–30% klei en de rest silt en
zand. Leem heeft voldoende poriën waardoor water en lucht kunnen circuleren en
wortels makkelijk kunnen groeien. Bodems met te veel klei worden dicht en
voorkomen waterdoorstroming.
Structuur: Dit verwijst naar de mate waarin bodemkorrels samenklonteren tot
brokken of kluiten, die wetenschappers peds noemen. Structuur ontwikkelt zich
naarmate de bodem ouder wordt, omdat deze afhankelijk is van het klei- en
organisch materiaalgehalte. Deze materialen geven de bodem zijn kleverigheid.​
-​
Samenstelling en kleur: De samenstelling van de bodem bepaalt de kleur. Bodems
rijk aan organisch materiaal zijn vaak grijs tot zwart, bodems arm aan organisch
materiaal maar rijk aan kalk zijn witachtig, en bodems met veel ijzer zijn rood of geel.
TABEL B3 belangrijk!!!
Zoals we hebben gezien, spelen neerslag en vegetatie een belangrijke rol bij het bepalen
van het soort bodem dat ontstaat.
-​
In woestijnen, waar weinig regen valt en de vegetatie schaars is, ontstaat een
aridosol (vroeger pedocal genoemd). Deze bodems hebben geen O-horizon
vanwege het gebrek aan organisch materiaal en slechts een dunne A-horizon.
Oplosbare mineralen, zoals calciet, die bij meer regen zouden wegspoelen, hopen
zich op in de B-horizon. Door kapillaire werking kan calciet zelfs vanuit diepere
lagen naar boven worden gebracht en aan het oppervlak neerslaan. In de B-horizon
bindt calciet de korrels samen tot een rotsachtige massa die caliche of calcrete
wordt genoemd.​
-​
In gematigde klimaten ontstaat een alfisol (vroeger pedalfer genoemd). Deze
bodem heeft een O-horizon en door de gematigde regenval worden stoffen uit de
A-horizon naar de B-horizon uitgespoeld en daar afgezet.​
-​
In tropische klimaten ontwikkelen zich oxisols. Door de overvloedige regenval
ondergaan vrijwel alle reactieve mineralen in de bodem chemische verwering.
Hierdoor ontstaan ions en klei die naar beneden spoelen, en blijft er een A-horizon
over met veel stabiele ijzeroxiden, aluminiumoxiden en aluminiumhydroxiden.
Dit geeft de bodem een baksteenrode kleur. Soms spoelt er zoveel water door dat
er geen B-horizon kan ontstaan. Een type oxisol dat rijk is aan ijzeroxiden en zo hard
kan worden dat het in blokken kan worden gehakt voor bouwmaterialen, wordt
lateriet genoemd. De naam komt van het Latijnse woord later, wat "baksteen"
betekent. Lateriet vormt zich vaak in gebieden met een droog seizoen, waarin
kapillaire werking extra oxidemineralen naar de A-horizon brengt, waar ze neerslaan.​
Bodemvenietiging
In een natuurlijk ecosysteem halen planten voedingsstoffen zoals stikstof en fosfor uit de
bodem, maar wanneer de planten sterven en humus vormen, komen deze voedingsstoffen
weer terug in de bodem. In de landbouw werkt dit anders: wanneer gewassen worden
geoogst, worden de voedingsstoffen uit de bodem verwijderd, omdat ze in het gewas zitten
en niet terugkeren. Na enkele oogstseizoenen kan dit de bodem arm aan voedingsstoffen
maken, waardoor de groei van volgende gewassen wordt geremd. Boeren kunnen dit
probleem oplossen door kunstmest toe te voegen, maar dat kan duur zijn en verhoogt de
kosten van voedselproductie.
De impact van ontbossing van regenwouden op bodem voedingsstoffen kan bijzonder groot
zijn. In een gezond regenwoud zorgt de overvloedige organische stof voor voldoende
voedingsstoffen voor bomen. Wordt het bos echter gekapt voor landbouw, dan verdwijnt de
humus snel en blijft alleen lateriet over, een bodem arm aan voedingsstoffen. Gewassen
verbruiken de resterende voedingsstoffen zo snel dat de bodem binnen een of twee jaar
onvruchtbaar wordt, ongeschikt voor landbouw en voor het herstel van het regenwoud.
Een ander groot probleem is bodemerosie. Wanneer de natuurlijke plantenbedekking
verdwijnt door ontbossing of grasland vernietiging, komt de bodem bloot te liggen voor wind
en water. Regendruppels of ploegen kunnen de bodemstructuur breken, waarna de bodem
wegspoelt of door de wind wordt weggeblazen. Dit kan jaarlijks tot 6 ton bodem per acre
verwijderen, en menselijke activiteiten kunnen dit zelfs 10–100 keer versnellen, waardoor
erosie veel sneller gaat dan bodemvorming. Ernstige erosie veroorzaakt dat riviertjes bruin
kleuren door al het meegevoerde sediment. Droogtes kunnen erosie verder versnellen;
tijdens de droogtes van de jaren ’30 in de Amerikaanse vlaktes stierven veel planten,
waardoor de wind de bodem wegblies en de beruchte Dust Bowl ontstond, waardoor
duizenden mensen moesten verhuizen.
Naast voedingsstof verlies en erosie zijn er nog andere bedreigingen voor de bodem.
Overmatig gebruik van kunstmest, pesticiden en herbiciden, evenals chemische morsingen,
leidt tot bodemverontreiniging. Te veel irrigatie in droge klimaten kan de bodem verzilten,
omdat water kleine hoeveelheden zouten achterlaat die bij verdamping ophopen en planten
beschadigen. Gelukkig groeit het besef dat bodem een kwetsbare hulpbron is, en zijn er
inspanningen om bodembehoud en -bescherming te bevorderen
Interlude C: The rock cycle
stollingsgesteente→ sedimentairgesteente→
metamorfegesteente→ slollingsgesteente
Stollingsgesteente gevormd uit magma
ondergaat verwerking en erosie aan het
aardoppervlak. Dit worden sedimenten. Later
gaat begraving en lithificatie ervoor zorgen
dat er een sedimentair gesteente wordt
gevormd. dit gesteente kan later weer dieper
in de aarde komen te liggen en door extreme
druk en warmte metamorfose ondergaan. dit
gesteente wordt dan een metamorfe
gesteente. Dit gesteente kan ook na
metamorfose verder smelten. Dit wordt weer
magma. Dit magma kan later weer stollen en weer in een stollingsgesteente veranderen.
●​
Lithification is the geological process that transforms loose, unconsolidated sediment, such as
sand or mud, into solid, compact sedimentary rock through compaction and cementation.
stollingsgesteente→sedimentair gesteente→ metamorfe gesteente→sedimentair
gesteente.
stollingsgeteente kan door extreme hitte en druk metamorfose ondergaan en dus een
metamorfe gesteente vormen. deze kan later opgeheven worden en meer aan het oppervlak
komen. door erosie komen er weer sedimenten van het gesteente af die in een sedimentair
gesteente veranderen.
stollingsgesteente→ metamorfe gesteente→ sedimentair gesteente
stollingsgesteente kan zo diep liggen dat voordat het aan het oppervlak wordt blootgesteld
en kan eroderen het gesteente al metamorfose heeft ondergaan. dit is dan direct al een
metamorfe gesteente. zonder dat het eerst sedimentatie ondergaat en een sedimentair
gesteente wordt. de metamorfe gesteenten die hierdoor ontstaan kunnen weer aan het
aardoppervlak terecht komen en eroderen waardoor weer sedimenten ontstaan. deze
sedimenten kunnen ophopen en weer sedimentair gesteente vormen.
sedimentair gesteente→ sedimentair gesteente
sedimentair gesteente wordt gevormd. Deze kan weer eroderen en nieuw sediment vormen
waardoor een nieuw sedimentair gesteente wordt gevormd.
meer gedetailleerde uitleg:
De magma komt bij divergentie of bijvoorbeeld een hotspot of vulkaanuitbarsting aan het
aardoppervlak. De magma koelt af en begint te stollen. dit vormt een stollingsgesteente
zoals in dit geval basalt. door interactie met wind, ijs, water, en planten wordt het gesteente
verweerd. verwering is het uiteenvallen van een gesteente. dus een groot stuk valt uiteen in
kleinere stukjes. dit is mechanische verwering: verwering door wind, water, ijs en planten.
chemische verwering gebeurt bijvoorbeeld door zure regen.
zure regen lost bijvoorbeeld kalksteen op. deze kleinere stukjes steen komen door
bijvoorbeeld wind, zee, rivieren weer op andere plekken terecht. neem even als voorbeeld
een rivier. het water van de rivier transport de kleinere stukjes verweerd gesteente.
zwaardere stukjes blijven sneller liggen dan kleinere, lichtere stukjes. de rivier neemt de
kleine stukjes mee naar beneden en daar vormt het een bruinige rivier van de stukjes klei.
de rivier mondt uiteindelijk uit in de zee en daar blijft het sediment liggen. het zakt naar de
bodem en hoopt op.
laten we even aanhouden dat het klei blijft liggen langs plaat x. over de jaren stapelt het zich
op en komt het originele klei te liggen op een diepte van 6 km diep. door de druk van de
bovenliggende lagen vormt daar een nieuw sedimentair gesteente, in dit geval schalie.
miljoenen jaren later schuift plaat y tegen plaat x aan, waar het gesteente ligt. de platen
worden samengeperst en er ontstaat een breuk. hierdoor komt het gesteente, de schalie op
een diepte van 30 km te liggen. hier is het veel warmer en is er veel hogere druk dan op 6km
diepte. de schalie ondergaat een metamorfose en wordt schist.
De schist die hier is gevormd komt door erosie en uplifting weer op het oppervlak te liggen.
Door erosie ontstaan weer sedimenten die door transport weer op andere plekken komen en
weer een nieuw sedimentair gesteente kunnen vormen.
De overgebleven schist die niet aan het oppervlak is gekomen kan ook terug veranderen in
een stollingsgesteente. het vlak waar dit gesteente ligt kan door krachten uit elkaar splitsen,
divergentie, hierdoor komt magma naar boven dat tussen dit gesteente gaat zitten. delen
van de schist kunnen mee smelten. dit vormt felsisch magma. deze magma komt naar het
oppervlak, koelt af en stolt weer. hier is een felsisch gesteente ontstaan. zoals rhyoliet.
*Felsische gesteenten zijn lichtgekleurde stollingsgesteenten die rijk zijn aan lichte elementen, met name
silicium, zuurstof, aluminium, natrium en kalium, die de mineralen, veldspaat en kwarts vormen. Ze hebben
een relatief hoog siliciumgehalte (SiO₂) en bevatten weinig ijzer en magnesium, in tegenstelling tot
mafische gesteenten. Voorbeelden van felsische gesteenten zijn graniet en rhyoliet.
atomen die door de gesteentecyclus gaan hoeven niet allemaal binnen een mineraal te
blijven. een siliciumatoom van de pyroxeen kristal in basalt kan deel uitmaken van zowel het
klei kristal in schalie, als het mica kristal in de schist als het kwartskristal in rhyoliet. ook al
liggen de atomen vlak naast elkaar kan de wind, water, ijs etc ervoor zorgen dat de een
kilometers verder belandt.
sommige gesteenten hebben al heel veel fases ondergaan, terwijl anderen bijna nooit
veranderen. continentale plaat blijft vaak hetzelfde omdat het niet met subductie smelt.
continentale plaat is lichter dus blijft boven. wel kunnen stukjes sediment van de continentale
korst eroderen, sedimenteren en sedimentair gesteente vormen. en het kan ook door
transport bij de oceanische korst terecht komen en alsnog in subductiezone komen en
veranderen. maar bij plekken zoals de appalachian mountains ondergaan de stenen veel
meer veranderingen omdat het op een plaatgrens ligt en er vaak subductie en convergentie
voorkomt.
veel stollingsgesteenten smelten en komen weer in de mantel terecht. bijvoorbeeld eclogite,
deze is zwaar dus zakt naar de mantel toe.
aandrijving:
door het zwaartekrachtveld en de interne warmte van de aarde wordt platentektoniek
aangedreven. Door deze twee factoren ontstaan bergketens, troggen, vulkanen etc. daar
kan weer door erosie gesteente vanaf slijten en sediment worden.
aan het aardoppervlak drijven warmte van de zon en zwaartekracht de wind, ijs, water
stromingen aan. Deze factoren slijpen het aardoppervlak weg en transporteren het waardoor
sediment gesteente kan ontstaan. Ook leven speelt een rol. Door corrosieve zuurstof aan de
atmosfeer toe te voegen draagt dit bij aan de verwering.
Kortom, externe energie, zonnewarmte, en interne energie, warmte van de aarde, dragen bij
aan het aandrijven van de gesteente cyclus en plaattektoniek.
*"Corrosief zuurstof" verwijst naar de eigenschap van zuurstof om materialen, zoals metalen, aan te tasten
door een chemische reactie (oxidatie), wat resulteert in schade of degradatie van het materiaal. Dit
fenomeen, bekend als zuurstofcorrosie, is de oorzaak van roest bij ijzer en staal, waarbij zuurstof en vocht
reageren met het metaal en een open, bruine oxidehuid vormen die het onderliggende materiaal blijft
aantasten.
reservoir: onderdeel dat een materiaal vasthoudt, kan oceaan, gesteente, atmosfeer etc zijn.
Het materiaal is daarvoor een bepaalde tijd opgeslagen. de tijd dat het materiaal in het
reservoir is heet de ”residence time”.
geochemische cyclus: omvat geen leven. alleen de fysische onderdelen van de aarde en de
biogeochemische cyclus wel. de gesteentecyclus is zowel geochemisch als biochemisch.
kalksteen bijvoorbeeld wordt gevormd door skeletjes van dode dieren. hier is leven voor
nodig. terwijl bijvoorbeeld voor het ontstaan van stollingsgesteente niet.
Interlude D: The Earth’s Interior, Revisited: Seismic
Layering, Gravity, and the Magnetic Field
De eerste aanwijzingen over het binnenste van de aarde kwamen uit metingen van de
massa en vorm van de aarde. Hieruit concludeerden geologen dat de aarde bestaat uit drie
concentrische lagen die van elkaar verschillen in dichtheid. Van boven naar beneden zijn
dat:
1.​ Korst – lage dichtheid​
2.​ Mantel – gemiddelde dichtheid​
3.​ Kern – hoge dichtheid​
Om de korst beter te begrijpen, bestudeerden geologen gesteenten die aan het oppervlak
blootliggen en gesteenten die van de oceaanbodem zijn gedregd of geboord. Voor de
mantel analyseerden ze gesteenten die zijn gevormd uit magma’s die in de mantel ontstaan,
en stukken mantel die door deze magma’s naar boven zijn gebracht. Extra inzicht kwam uit
de studie van meteorieten, die waarschijnlijk afkomstig zijn van planetesimalen die vóór hun
fragmentatie een mantel en kern hadden ontwikkeld. Meteorieten uit kernmateriaal geven
ons zelfs het enige directe beeld van kernmateriaal.
Uit al dit onderzoek concludeerden geologen dat:
-​
Oceanische korst bestaat voornamelijk uit mafische gesteenten zoals basalt en
gabbro.​
-​
Continentale korst bestaat uit een variëteit aan stollings- en metamorfe
gesteenten bestaat, van mafisch tot felsisch. Gemiddeld lijkt de samenstelling op
granodioriet, een gesteente met een silica-gehalte tussen graniet en dioriet.​
-​
Mantel bestaat uit ultramafisch gesteente, zoals peridotiet, en verschilt daardoor
sterk van beide soorten korst.​
-​
Kern bestaat niet uit gesteente, maar uit een metalen ijzerlegering.​
Om verder te kijken dan deze basiskennis, zochten onderzoekers naar een manier om een
beeld van het aard interieur te krijgen. Dat gebeurde via de studie van seismische
golven. Door te meten hoe snel deze golven door de aarde bewegen en hoe ze worden
gebroken (refractie) of terugkaatsen (reflectie), konden geologen de exacte diepte bepalen
van de korst-mantel grens en de mantel-kern grens, en sublagen binnen de korst, mantel
en kern identificeren.
Seismische golven ontstaan wanneer energie vrijkomt door een plotselinge breuk in
gesteente of door het slippen van gesteente langs een breuklijn (zoals bij een aardbeving).
Deze energie beweegt zich door de aarde vanaf het hypocentrum (het focuspunt van de
aardbeving) in alle richtingen en kan zelfs op grote afstand seismografen laten trillen.
De golf voorzijde of wavefront is de grens tussen het gesteente waar de seismische golf al
doorheen is gegaan en het gesteente waar dit nog niet gebeurd is. In drie dimensies breidt
een wavefront zich uit als een groeiende bubbel. Een seismische straal (seismic ray) is
een lijn die loodrecht op de golf wavefront staat en de weg van een punt op de golf aangeeft.
De reistijd van een seismische golf is de tijd die het kost om langs een straal van het
hypocentrum naar een seismograaf te reizen.
De snelheid waarmee seismische golven zich voortplanten, hangt af van de eigenschappen
van het materiaal waar ze doorheen bewegen:
-​
Dichtheid: hoe zwaar het materiaal is per volume-eenheid.​
-​
-​
Rigidity (stijfheid): weerstand van het materiaal tegen schuifkrachten.
Compressibiliteit: hoe makkelijk het materiaal samendrukbaar is.​
Belangrijke eigenschappen van seismische golven:
1.​ Seismische golven bewegen verschillend snel in verschillende gesteenten. Zo
gaan P-golven 3,5 km/s door zandsteen, maar 8 km/s door peridotiet.​
2.​ De snelheid verandert wanneer de golven van het ene gesteente naar het andere
overgaan.​
3.​ Over het algemeen bewegen golven sneller in vaste stoffen dan in vloeistoffen.​
4.​ P-golven (compressiegolven) kunnen door vaste stoffen én vloeistoffen bewegen.
S-golven (schuifgolven) bewegen alleen door vaste stoffen; ze kunnen een
vloeistof niet doortrillen omdat schuifbewegingen in een vloeistof niet worden
doorgegeven.​
Seismische golven ondergaan ook reflectie en refractie aan grenzen tussen materialen met
verschillende snelheden:
-​
Reflectie: een deel van de golf kaatst terug wanneer het een grens tussen twee
materialen bereikt.​
-​
Refractie: een deel van de golf buigt als het materiaal waar de golf doorheen gaat
een andere snelheid heeft.​
-​
Als de golf een trager materiaal binnengaat, buigt de straal naar beneden en weg
van de grens.​
-​
Als de golf een sneller materiaal binnengaat, buigt de straal omhoog en richting
de grens.​
Een analogie is licht dat van lucht naar water gaat: een deel wordt teruggekaatst (reflectie)
en een deel buigt (refractie) omdat licht in water langzamer gaat dan in lucht. Evenzo
verandert een seismische golf van richting wanneer deze een grens passeert tussen
gesteenten met verschillende seismische snelheden.
Kortom, door de bestudering van de snelheid, richting en het gedrag van P- en S-golven,
inclusief reflectie en refractie, kunnen geologen het binnenste van de aarde in kaart
brengen en eigenschappen van de korst, mantel en kern afleiden.
Het ontdekken van de grens tussen korst en mantel begon met het bestuderen van hoe
seismische golven zich gedragen bij overgangsgebieden in de aarde. In 1909 deed de
Kroatische seismoloog Andrija Mohorovičić een belangrijke ontdekking. Hij merkte op dat
P-golven die seismografen binnen 200 km van het epicentrum van een aardbeving
bereikten, gemiddeld met een snelheid van 6 km/s voortbewogen, terwijl P-golven die verder
dan 200 km kwamen, gemiddeld 8 km/s haalden.
Mohorovičić stelde voor dat P-golven die dichtbij seismografen arriveerden, een ondiepe
route door de aardkorst volgden, waar ze relatief langzaam gingen. P-golven die verder
weg arriveerden, volgden daarentegen een diepere route door de mantel, waar ze sneller
bewogen.
Om dit voor te stellen, kun je twee seismische stralen (rays) bekijken:
-​
Ray C: de ondiepe golf die direct door de korst naar een seismograaf gaat.​
-​
Ray M: de diepe golf die eerst naar beneden gaat, bij de grens tussen korst en
mantel (de Moho) wordt gebroken (gerefracteerd), door de mantel gaat, opnieuw
refracteert bij de grens, en dan terug door de korst naar de seismograaf reist.​
Bij seismografen binnen 200 km van het epicentrum arriveert Ray C als eerste, omdat de
afstand korter is. Bij seismografen verder dan 200 km arriveert Ray M eerder, ondanks dat
hij verder reist, omdat hij een groot deel van zijn weg sneller door de mantel aflegt.
Uit berekeningen op basis van deze waarnemingen bleek dat de korst-mantelgrens onder
de meeste continenten op een diepte van 35–50 km ligt. Later onderzoek toonde aan dat
deze grens onder de oceaanbodem slechts 7–10 km diep is, onder sommige bergketens tot
70 km, en onder breukzones (rifts) slechts 25 km kan zijn. Deze grens wordt tegenwoordig
de Moho genoemd, ter ere van Mohorovičić.
Verder onderzoek liet zien dat seismische golven sneller reizen in de lagere
continentale korst dan in de bovenste korst. Laboratoriummetingen van golfsnelheden in
verschillende gesteentemonsters suggereren dat de bovenste korst maficere gesteenten
bevat dan de onderste korst, wat de verschillen in golfsnelheid verklaart.
Het bestuderen van seismische golven heeft geologen veel inzicht gegeven in de structuur
van de mantel. Als de dichtheid, stijfheid en samendrukbaarheid van peridotiet (het
gesteente van de mantel) op alle dieptes hetzelfde zouden zijn, zouden seismische golven
overal met dezelfde snelheid reizen en zouden de seismische stralen rechte lijnen volgen. In
werkelijkheid blijkt uit seismische metingen dat golfsnelheden variëren met diepte,
waardoor seismische stralen in de mantel krommen.
Onder de oceanische korst neemt de snelheid van seismische golven toe tot een diepte
van ongeveer 100 km. Daaronder, tussen 100 en 200 km, vertraagt de snelheid juist. Deze
laag met lage snelheid (Low-Velocity Zone, LVZ) ontstaat doordat 1–6% van het peridotiet
gedeeltelijk smelt door de temperatuur en druk op deze diepte. Het gesmolten materiaal
vormt een dunne vloeistoflaag om de vaste mineralen, waardoor de golven vertragen. In de
context van plaattektoniek vertegenwoordigt deze LVZ het bovenste deel van de
asthenosfeer, de zwakke laag waarop oceanische lithosfeerplaten bewegen. Onder
continenten wordt geen LVZ gevonden, wat suggereert dat daar geen gedeeltelijk smelten
optreedt.
Dieper in de mantel, zowel onder oceanische lithosfeer als onder continenten, nemen
seismische golfsnelheden geleidelijk toe met de diepte. Geologen interpreteren dit als
een aanwijzing dat peridotiet bij grotere dieptes minder samendrukbaar, stijver en dichter
wordt. Dit is logisch, omdat de druk van het bovenliggende gesteente groter wordt en de
atomen dichter op elkaar worden gedrukt, waardoor ze minder bewegingsvrijheid hebben.
Door deze variaties in snelheid buigen seismische stralen in de mantel, waardoor de
wavefront van een aardbeving niet perfect bolvormig is, maar eerder elliptisch. Om dit te
visualiseren, kan men de mantel voorstellen als een stapel lagen, waarbij elke volgende laag
een iets hogere golfsnelheid heeft. Elke keer dat een seismische straal een grens tussen
twee lagen kruist, refracteert de straal licht naar de grens, en na meerdere lagen buigt de
straal terug omhoog. In een model met een continue snelheidsverhoging volgt de straal een
vloeiende kromme.
Tussen 410 km en 660 km diepte nemen de golfsnelheden in enkele stappen toe. Dit komt
door faseveranderingen van mantelmineralen onder hoge druk:
-​
Boven de 410 km-drempel vormen siliconen, zuurstof, ijzer en magnesium kristallen
van olivijn.​
-​
Daaronder, tussen 410 km en 660 km (de transitiezone), vormen deze atomen
kristallen van magnesiumspinel.​
-​
Onder 660 km herschikken de atomen zich tot een nog dichter mineraal, perovskiet,
dat de lage mantel vormt.​
Dankzij deze discontinuïteiten wordt de mantel ingedeeld in bovenmantel (boven 660 km)
en ondermantel (onder 660 km).
Om te testen welke mineralen echt diep in de mantel voorkomen, gebruiken onderzoekers
het diamond anvil-apparaat. Kleine monstertjes van vermoedelijke mantelmineralen
worden tussen twee diamanten geperst, waardoor druk en temperatuur vergelijkbaar met die
in de diepe mantel worden nagebootst. Lasers kunnen de monsters verhitten tot
manteltemperaturen, waarna onderzoekers fysieke eigenschappen meten en de seismische
snelheid berekenen. Door deze resultaten te vergelijken met echte seismische metingen,
kunnen wetenschappers bepalen of het monster daadwerkelijk een mantelmineraal kan zijn.
n het begin van de 20e eeuw installeerden seismologen wereldwijd seismografiestations,
in de verwachting dat ze aardbevingsgolven overal op aarde konden registreren. In 1914
ontdekte de Duitse seismoloog Beno Gutenberg iets opvallends: P-golven van een
aardbeving bereikten bepaalde seismografen niet als deze stations zich bevonden op een
afstand van 103° tot 143° van het epicentrum, gemeten langs het aardoppervlak. Deze regio
wordt tegenwoordig de P-golf schaduwzone genoemd.
Als de dichtheid van de aarde geleidelijk zou toenemen van oppervlak tot kern, zou er geen
schaduwzone bestaan. Alle golven zouden elk punt op het oppervlak bereiken. Het bestaan
van deze schaduwzone duidt erop dat er diep in de aarde een belangrijke grens bestaat
waar seismische golven plotseling worden afgebogen (gerefracteerd) en hun snelheid abrupt
afneemt. Deze grens is de kern-mantelgrens, gelegen op een diepte van ongeveer 2.900
km.
Om de schaduwzone te begrijpen, kunnen we twee seismische stralen volgen:
-​
Ray A buigt soepel door de mantel en passeert net boven de kern-mantelgrens.
Vervolgens keert de straal terug naar het oppervlak en bereikt een seismograaf op
103° van het epicentrum.​
-​
Ray B dringt door de kern-mantelgrens en buigt naar beneden de kern in. In de kern
buigt de straal opnieuw en bij het verlaten van de kern keert hij weer terug in de
mantel. Hierdoor bereikt Ray B het oppervlak op meer dan 143° van het epicentrum.​
Dankzij deze observatie konden geologen niet alleen het bestaan van de kern-mantelgrens
bevestigen, maar ook begrijpen hoe de interne structuur van de aarde invloed heeft op de
voortplanting van seismische golven. De P-golf schaduwzone is daarmee een cruciale
aanwijzing voor de aanwezigheid van een vloeibare kern, omdat alleen op deze manier de
golven op deze specifieke manier kunnen worden gebogen.
Het ontdekken van de aardkern begon met het bestuderen van de samenstelling en het
gedrag van seismische golven diep in de aarde. De kern bestaat voornamelijk uit een
ijzerlegering, bestaande uit ongeveer 85% ijzer, 5% nikkel en 10% lichtere elementen
zoals zuurstof, silicium en/of zwavel. De dichtheid van deze ijzerlegering is enorm hoog, veel
hoger dan die van mantelperidotiet; de dichtheidsverschillen tussen kern en mantel zijn zelfs
groter dan die tussen aardkorst en water.
Seismische golven gaven belangrijke aanwijzingen over de fysische toestand van de kern.
P-golven vertragen wanneer ze van de mantel de kern binnengaan, wat betekent dat de
buitenste kern, hoewel dieper en dichter dan de mantel, minder stijf moet zijn. S-golven, die
alleen door vaste stoffen kunnen reizen, bereiken geen stations verder dan 103° van het
epicentrum. Dit vormt de S-golf schaduwzone en toont aan dat de buitenste kern vloeibaar
is.
Aanvankelijk dachten seismologen dat de hele kern vloeibaar was, maar in 1936 ontdekte
de Deense seismoloog Inge Lehmann dat P-golven binnen de kern reflecteren bij een
interne grens. Dit leidde tot de conclusie dat de kern uit twee lagen bestaat:
1.​ Buitenste kern: vloeibare ijzerlegering.​
2.​ Binnenste kern: vaste ijzerlegering.​
De grens tussen de binnenste en buitenste kern ligt op een diepte van ongeveer 5.155 km,
vastgesteld door seismische metingen van nucleaire explosies.
De reden dat de kern twee lagen heeft, wordt verklaard door de verhouding tussen
temperatuur en smeltpunt. De geotherm (temperatuur met diepte) ligt in de meeste van de
mantel en in de binnenkern links van de smeltcurve, waardoor deze regio’s vast blijven. In
de buitenste kern ligt de geotherm rechts van de smeltcurve, waardoor het materiaal
smelt en vloeibaar blijft.
Een bijzonder belangrijk kenmerk van de vloeibare buitenkern is convectie, die het
magnetisch veld van de aarde genereert. Omdat metaal een goede warmtegeleider is,
kunnen temperatuurverschillen dit alleen niet verklaren. Onderzoek suggereert dat
dichtheidsverschillen door chemische samenstelling de convectie aandrijven: terwijl de
aarde afkoelt, groeit de vaste binnenkern langzaam. Nieuwe ijzerkristallen in de binnenkern
sluiten lichtere elementen (zoals silicium, zwavel of zuurstof) uit, waardoor deze elementen
naar de onderkant van de vloeibare buitenkern gaan. Deze lichtere vloeistof stijgt op,
waardoor convectie ontstaat.
Op deze manier verklaart het gedrag van de kern zowel de vloeibare buitenkern, de vaste
binnenkern, als de opwekking van het aardmagnetisch veld.
In de afgelopen decennia hebben seismologen een geavanceerde techniek ontwikkeld,
genaamd seismische tomografie, om driedimensionale beelden van de aarde te maken
op basis van variaties in seismische golfsnelheden. Deze methode lijkt op een CAT-scan
van het menselijk lichaam, maar dan toegepast op het binnenste van de aarde.
Bij seismische tomografie vergelijken onderzoekers de werkelijke reistijd van seismische
golven langs een bepaald pad met de verwachte reistijd volgens een gemiddeld model
van golfsnelheid versus diepte. Ze ontdekten dat sommige golven langzamer reizen dan
voorspeld, terwijl andere sneller reizen. Door deze metingen voor veel verschillende
golfroutes en richtingen te herhalen, kunnen wetenschappers driedimensionale gebieden
in de mantel identificeren waar golven onverwacht snel of langzaam zijn.
-​
Snelle gebieden duiden waarschijnlijk op koelere en stijvere mantelmaterialen.​
-​
Trage gebieden wijzen waarschijnlijk op warmere en minder stijve zones.​
Deze bevindingen laten zien dat het eenvoudige beeld van de aarde als een ui-achtige
structuur met constant toenemende snelheid met diepte te simplistisch is. In werkelijkheid
varieert de golfsnelheid op een bepaalde diepte aanzienlijk van locatie tot locatie. Resultaten
van tomografie kunnen worden weergegeven met kaarten, dwarsdoorsneden of
driedimensionale modellen, waarbij warme kleuren (rood) trage zones aangeven en koude
kleuren (blauw, paars) snelle zones.
Seismische tomografie levert nieuwe inzichten op in het gedrag van de mantel. Zo toont de
techniek bijvoorbeeld dat er een koele zone in de asthenosfeer onder Noord-Amerika
ligt. Deze koele mantel kan resten bevatten van oceanische lithosfeer die tijdens het
Mesozoïcum is gesubduceerd. Het feit dat deze koele zone doorloopt tot in de
ondermantel suggereert dat sommige subducterende platen helemaal naar de diepe mantel
zinken. Sommige onderzoekers spreken zelfs van een “graf van platen” aan de basis van
de mantel, waar de dichtste delen van subducteerde platen zich ophopen.
Daarnaast tonen tomografische beelden van de bovenste mantel (op 70 km diepte) een
warme zone onder de mid-oceanische ruggen, wat ondersteunt dat warme asthenosfeer
onder de ruggen omhoog komt, precies zoals voorspeld door de theorie van
plaattektoniek.
Kortom, seismische tomografie laat zien dat de mantel niet homogeen is, maar bestaat uit
gebieden met verschillende temperaturen en stijvigheden, die een belangrijke rol spelen
in de dynamiek van de aarde en het gedrag van subducterende platen.
Recente tomografische studies hebben ons een beter beeld gegeven van het gedrag van
het diepe binnenste van de aarde, vooral van de mantel net boven de kern. Onderzoekers
hebben een 200 km dikke laag warmere mantel geïdentificeerd, bekend als de D″-laag (D
double prime). Deze laag bevindt zich direct boven de kern-mantel grens en kan warmte
bevatten die door de kern wordt uitgestraald. Sommige wetenschappers suggereren dat dit
de bron kan zijn van mantelpluimen, maar hierover bestaat nog discussie.
Op wereldschaal hebben seismologen ook brede gebieden van opkomende en zinkende
mantel in kaart gebracht: warme, minder dichte mantel stijgt op, terwijl koelere, dichtere
mantel naar beneden zinkt. Dit laat zien dat de mantel grote convectiestromen kent die
ingewikkelder zijn dan vroeger gedacht. Dankzij moderne, dichter geplaatste seismografen
kunnen onderzoekers nu zelfs lokale mantelpluimen zien die geassocieerd zijn met
hot-spot vulkanen.
Tomografie heeft wetenschappers geïnspireerd supercomputer-modellen te maken om
deze convectie visueel voor te stellen. Deze modellen hebben ook ons beeld van
subducerende platen veranderd. Vroeger werden subducterende platen gezien als stijve
litosferische platen die hun dikte en vorm behouden tot grote diepte. Tegenwoordig worden
ze gezien als dichte, zeer viskeuze “fluids” die langzaam wegzakken, vergelijkbaar met
zware room die in koffie wordt gegoten.
Tijdens het wegzakken verwarmen de platen, terwijl de omliggende asthenosfeer afkoelt.
Hierdoor veranderen de platen van dikte en kunnen ze zich vervormen: ze plooien in
zigzagpatronen, worden dunner, of splitsen zelfs in afzonderlijke segmenten. Soms
bereiken platen een diepte waar hun dichtheid niet groter is dan die van de omliggende
asthenosfeer, waardoor ze daar blijven “poolen”. Dit gebeurt bijvoorbeeld bij de seismische
snelheid discontinuïteit op 660 km diepte.
Al deze bewegingen vinden plaats omdat de mantel zo heet is dat gesteente, hoewel vast,
plastisch kan stromen met een snelheid van enkele centimeters per jaar. Over miljoenen
jaren kunnen subducterende platen daardoor ingewikkelde vormen aannemen.
Dankzij tomografie zien geologen de binnenkant van de aarde nu als een dynamische,
voortdurend veranderende omgeving, en niet langer als een reeks statische,
concentrische lagen.
Tot nu toe hebben we vooral naar de mantel gekeken, maar seismische tomografie kan
ook variaties binnen de kern van de aarde detecteren. Studies van de innerlijke kern laten
zien dat deze bestaat uit afwisselend koelere en warmere zones, die een duidelijk patroon
vormen.
Opvallend is dat de oriëntatie van dit patroon in de kern in de loop van de tijd verandert
ten opzichte van het patroon in de mantel. Wetenschappers interpreteren dit als een
aanwijzing dat de innerlijke kern iets sneller draait dan de rest van de aarde. Met andere
woorden, de kern maakt ongeveer eens in enkele honderden jaren een extra rotatie ten
opzichte van het aardoppervlak.
Dit fenomeen staat bekend als superrotatie van de kern. Men vermoedt dat deze super
rotatie wordt aangedreven door interacties met het aardmagnetisch veld, waardoor de
beweging van de kern enigszins versneld wordt ten opzichte van de rest van de aarde.
Kortom, ook binnen de kern is de aarde dynamisch, en seismische tomografie onthult dat
zelfs de binnenste delen van onze planeet niet statisch zijn, maar langzaam roteren en in
beweging blijven.
Naast seismische tomografie, die inzicht geeft in de diepe aarde, gebruiken geologen ook
seismische reflectieprofilering om een gedetailleerd beeld van de bovenste aardkorst te
krijgen. Hiermee creëren ze kunstmatige seismische golven door bijvoorbeeld dynamiet te
laten ontploffen, zware gewichten op het aardoppervlak te laten vallen, of luchtstoten in de
oceaan vrij te geven. Deze golven bewegen zich door de aarde en reflecteren op de
grenzen tussen verschillende gesteentelagen in de korst.
Door de reistijd van deze gereflecteerde golven te meten, kunnen geologen de diepte
van de lagen bepalen en zo een doorsnede van de aardkorst maken, een zogenaamd
seismisch reflectieprofiel. Deze profielen laten niet alleen zien waar lagen elkaar raken,
maar onthullen ook ondergrondse plooien en breuken, waardoor geologen een
nauwkeurig beeld krijgen van de structuur van de korst.
Seismische reflectieprofilering wordt ook commercieel gebruikt: olie- en gasbedrijven
kopen zulke profielen om potentiële energiebronnen ondergronds te identificeren,
ondanks de hoge kosten. Onderzoeks Geologen gebruiken deze techniek om de
onderkorst, de Moho en zelfs het bovenste deel van de mantel in kaart te brengen.
Dankzij moderne computers en geavanceerde data verwerkingstechnieken kunnen
geologen tegenwoordig zelfs 3D-beelden van de aardkorst maken. Deze beelden zijn zo
gedetailleerd dat ze bijvoorbeeld een enkele zandsteenlaag, het kanaal van een oud
riviertje, kunnen laten zien, kilometers diep onder het aardoppervlak.
Stel je voor dat de aarde een gigantische magneet is die alles aantrekt: dat is de kracht van
zwaartekracht. Zoals Isaac Newton ontdekte, hangt de sterkte van deze aantrekkingskracht
af van de massa van de objecten en de afstand tussen hen. Hoe groter de massa en hoe
dichterbij, hoe sterker de aantrekkingskracht. Wanneer zwaartekracht op een object werkt,
maar het object niet kan bewegen, bezit het object zwaarte-energie. Denk aan een rotsblok
bovenop een heuvel: zolang het daar stilstaat, heeft het veel potentiële energie. Zodra het
rolt, verandert die energie in kinetische energie, de energie van beweging, en als het blok
onderaan de heuvel tot stilstand komt, is de potentiële energie verminderd. Rotsblokken van
dezelfde massa hebben dus verschillende potentiële energie, afhankelijk van hun hoogte.
Dit idee geldt ook voor water. Het oppervlak van stilstaand water in een vijver heeft overal
dezelfde potentiële energie, omdat het water overal op dezelfde hoogte staat. Gooi je een
steentje in het water, dan ontstaan tijdelijk golven, maar de zwaartekracht zorgt ervoor dat
het water uiteindelijk weer gelijk komt te staan. Een oppervlak waarop alle punten dezelfde
potentiële energie hebben, wordt een equipotentiaaloppervlak genoemd.
Maar hoe ziet zo’n equipotentiaaloppervlak van de aarde eruit? Stel je een oceaan voor die
een perfect gladde, niet-ronddraaiende bol omringt: het zeeniveau zou dan een perfecte
bol vormen. In werkelijkheid is de aarde geen perfecte bol: door de rotatie van de aarde
ontstaat een centrifugale kracht, waardoor de aarde een iets afgeplatte sferoïde wordt. Dit
betekent dat de straal bij de evenaar groter is (6.378 km) dan bij de polen (6.357 km).
Geologen noemen deze ideale vorm het referentiesferoïde.
Toch vertelt het referentiesferoïde niet het hele verhaal over de zwaartekracht van de aarde.
De dichtheid van gesteente in de aarde is niet overal gelijk, het aardoppervlak is ongelijk
met bergen en oceanen, en de lithosfeer is
sterk genoeg om zware lasten zoals vulkanen of
gletsjers te dragen, en om diepe troggen te
behouden. Hierdoor kan er op sommige plekken
meer of minder massa zijn dan het
referentiesferoïde voorspelt.
Het echte equipotentiaaloppervlak van de aarde,
dat rekening houdt met al deze oneffenheden,
noemen geologen het geoid. Het geoid lijkt sterk
op het referentiesferoïde, maar bevat kleine
bulten en kuilen: het hoogste punt ligt 85 meter
boven het referentiesferoïde, en het laagste punt
107 meter eronder. Ondanks deze kleine
verschillen beïnvloeden ze satellietbanen en de
nauwkeurigheid van landmetingen aanzienlijk.
Geologen kunnen de zwaartekracht op een bepaalde plek op aarde meten met een
gravimeter, een apparaat waarbij een gewicht aan een dunne veer hangt. Hoe sterker de
zwaartekracht, hoe verder het gewicht wordt aangetrokken. Traditioneel moest een
gravimeter op de grond geplaatst worden en stabiliseren voordat een meting kon worden
gedaan. Tegenwoordig kunnen satellieten, zoals NASA’s GRACE, kleine variaties in
zwaartekracht over grote gebieden snel detecteren.
Deze metingen laten zien dat de zwaartekracht aan het oppervlak niet overal gelijk is en
soms afwijkt van wat het geoid voorspelt. Zwaartekracht veroorzaakt dat objecten
versnellen, en deze versnelling wordt gemeten in Gal (1 Gal = 1 cm/s²). Gemiddeld is de
zwaartekracht 981 Gal, maar deze varieert tussen 976 en 983 Gal. Kleinere verschillen
worden uitgedrukt in milliGals (mGal), waarbij 1 mGal 1/1000 Gal is.
Afwijkingen van de zwaartekracht ten opzichte van het referentiesferoïde noemen geologen
een gravity anomaly (zwaartekracht-anomalie). Bij een positieve anomalie is de
zwaartekracht sterker, wat duidt op extra massa onder het oppervlak, bijvoorbeeld door een
dicht gesteente. Bij een negatieve anomalie is de zwaartekracht zwakker, wat wijst op
minder massa, bijvoorbeeld door lichter gesteente.
Het praktische nut van deze metingen is groot: ze helpen bij het opsporen van
ondergrondse metaalrijke ertslagen, omdat metalen vaak dichter zijn dan gewoon
gesteente. Daarnaast gebruiken wetenschappers gravity anomalies om zones van op- en
neerwaartse stroming in de mantel te detecteren, waardoor we meer leren over de
dynamiek van het binnenste van de aarde.
Isostasy
Lang geleden, rond 287–212 v.Chr., ontdekte de Griekse wiskundige Archimedes het
principe dat tegenwoordig zijn naam draagt. Volgens de legende zag hij tijdens een bad dat
het water steeg toen hij erin stapte. Hij realiseerde zich dat een voorwerp dat in water zinkt,
water verplaatst. Als de dichtheid van het voorwerp groter is dan die van water, zinkt het; is
de dichtheid kleiner, dan blijft het drijven. Bovendien zinkt een drijvend object slechts zover
totdat het een hoeveelheid water heeft verplaatst die gelijk is aan de massa van het object.
Dit principe is te zien bij een vrachtschip in een haven: het schip drijft omdat de gemiddelde
dichtheid van het schip, inclusief de lucht in het ruim, kleiner is dan die van water. Wanneer
het schip leeg is, ligt het hoog in het water met een grote afstand tot het dek, de
zogenaamde vrijboord. Wordt het schip geladen, dan zakt het dieper in het water en neemt
het vrijboord af. Als het vrijboord precies goed is, spreken we van isostatisch evenwicht of
isostasie.
De lithosfeer, de buitenste laag van de aarde, gedraagt zich op dezelfde manier als een
schip op water. De lithosfeer rust op de zachtere astenosfeer, die langzaam kan stromen
wanneer de lithosfeer zakt of stijgt. Hierdoor probeert de lithosfeer in isostatisch evenwicht
te komen. Zo liggen bijvoorbeeld de diepzeevlakten lager dan mid-oceanische ruggen,
omdat de lithosfeer daar respectievelijk dichter en dunner is.
Wanneer extra massa wordt toegevoegd, zoals een groot ijsveld of een vulkaan, zinkt de
lithosfeer; bij verwijdering van massa, zoals smeltend ijs of erosie van een vulkaan, stijgt ze.
Op lokale schaal wordt isostasie echter niet altijd direct bereikt. De astenosfeer stroomt te
langzaam om snel veranderingen in belasting volledig te compenseren. Zo zijn gebieden die
tijdens de laatste ijstijd door dikke gletsjers werden bedekt, nog steeds aan het stijgen.
Daarnaast kan de lithosfeer kleine lasten dragen zonder te zakken, net zoals een trampoline
een klein blokje hout kan ondersteunen zonder door te buigen. Wanneer isostasie niet is
bereikt, ontstaan zwaartekracht-anomalieën. Bijvoorbeeld: in diepe zeegraven veroorzaakt
de subductie van lithosfeer een tekort aan massa, wat leidt tot een negatieve anomalie. Op
plaatsen met bijzonder dicht gesteente in bergen, of bij plotselinge vulkaanuitbarstingen, kan
een positieve anomalie ontstaan omdat de lithosfeer tijdelijk de belasting ondersteunt.
Kortom, de hoogte en beweging van de lithosfeer worden bepaald door de combinatie van
massa, dichtheid, sterkte en het langzaam stromende gedrag van de asthenosfeer, en dit
verklaart veel van de variaties die geologen meten met zwaartekrachtstudies.
Stel je een magneet voor boven een stapel paperclips. De magneet kan de clips aantrekken
of zelfs afstoten, afhankelijk van de polen. Dit magneetveld is de ruimte rond de magneet
waar deze kracht uitoefent, en wordt vaak weergegeven met gebogen veldlijnen. Elke
magneet heeft een noord- en zuidpool; tegengestelde polen trekken elkaar aan, gelijke
polen stoten elkaar af.
Ook de Aarde heeft een magnetisch veld, dat de planeet beschermt tegen zonnewind en
kosmische straling. Dit veld wordt grotendeels voorgesteld als een dipool, met een noorden zuidpool. Het noordmagnetische punt ligt momenteel zo’n 500 km verwijderd van het
geografische noorden, en de polen verschuiven langzaam, ongeveer 55 km per jaar. Over
duizenden jaren volgen de magnetische polen looping-patronen, maar blijven relatief dicht
bij de geografische polen. Soms wisselt de polariteit van het veld, wat betekent dat het
noord- en zuidpunt tijdelijk omdraaien; de laatste keer gebeurde dit 730.000 jaar geleden.
De oorsprong van het magnetisch veld van de aarde zit in de vloeibare buitenkern, die
bestaat uit ijzerlegering. Het stromende metaal genereert elektrische stroom, en deze
stroom creëert weer een magnetisch veld. Dit werkt als een zelfvoorzienende dynamo,
waarbij de beweging van vloeibaar metaal in het veld nieuwe stromen en magnetisme
produceert. De convectiecellen in de buitenkern vormen spiralen door de Coriolis-kracht,
waardoor de dipool-as van het magnetisch veld enigszins afwijkt van de rotatieas van de
aarde. Deze beweging zorgt er ook voor dat de binnenkern iets sneller roteert dan de rest
van de aarde, een fenomeen dat core super rotation wordt genoemd.
Het aardmagnetisch veld is echter niet perfect. Er bestaan magnetische anomalieën,
waarbij de werkelijke veldsterkte sterker of zwakker is dan verwacht. Dit kan ontstaan door
twee factoren:
1.​ De aarde genereert een niet-dipolair veld, mogelijk door turbulentie in de stroming
van de buitenkern.​
2.​ Sommige gesteenten bevatten magnetische mineralen zoals magnetiet en
hematiet, die lokaal extra magnetisme toevoegen of aftrekken.​
Op de oceaanbodem vormen deze anomalieën vaak parallelle strepen door seafloor
spreading en herhaalde polaire omkeringen; een positief patroon over normaal
gemagnetiseerd basalt en een negatief patroon over omgekeerd gemagnetiseerd basalt. Op
continenten zijn de patronen complexer door variaties in gesteente, intrusies, lavastromen
en ijzerrijke sedimentlagen. Zo geven magnetische anomalieën geologen informatie over de
structuur en samenstelling van de aardkorst.
interlude F4: water cycle
Water speelt een cruciale rol in erosie en afzetting op het aardoppervlak, zowel in vloeibare,
gasvormige als vaste toestand. Al het water op aarde bevindt zich in verschillende
reservoirs, zoals oceanen, gletsjers, grondwater, meren, bodemvocht, rivieren, de
atmosfeer en levende organismen. Samen vormen deze de hydrosfeer van de aarde. Water
beweegt constant tussen deze reservoirs in een voortdurende cyclus, de hydrologische
cyclus, die ervoor zorgt dat rivieren en gletsjers erosie en transport van materiaal mogelijk
maken.
Het water blijft niet overal even lang; de gemiddelde verblijftijd in een reservoir, de
residency time, verschilt per locatie. Zo blijft water in oceanen gemiddeld tot 4.000 jaar, in
meren en vijvers tot 10 jaar, in rivieren slechts 2 weken, en in de atmosfeer ongeveer 10
dagen. Grondwater kan variëren van 2 weken tot 10.000 jaar, afhankelijk van de diepte.
Om de cyclus te volgen: water in de oceaan verdampt door zonnewarmte en komt als
waterdamp in de atmosfeer terecht. Ongeveer 76% valt als neerslag direct terug in de
oceaan, de rest valt op land. Daar wordt het tijdelijk vastgehouden in de bodem of door
planten en dieren, waarna het via evapotranspiratie terugkeert naar de atmosfeer. Water
dat niet wordt vastgehouden, stroomt via rivieren terug naar de oceaan, wordt gevangen in
gletsjers of sijpelt door naar de grond om grondwater te vormen, dat uiteindelijk ook weer in
de oppervlakte waterreservoirs terechtkomt.
3.3
Mid-oceanische ruggen: Abyssale vlakte is een platgestreken stuk bodem in de oceaan op
ongeveer 4-5 km diepte. Deze liggen naast de mid-oceanische ruggen. Mid-oceanische
ruggen zijn vrijwel symmetrisch. Er lopen op de mid-oceanische rug ( divergent) ook
transforme breuklijntjes waardoor de rug schever kan gaan liggen. Deze breuklijntjes zorgen
ervoor dat de rug niet meer netjes op elkaar aansluit. Op de abyssale vlakte zijn de
breuklijntjes (fracture zones) niet meer zichtbaar. Hoe verder de fracture zones van de rug
liggen, hoe minder zichtbaar ze worden, ook ligt er bijna geen sediment bij de ruggen. Hoe
verder weg van een rug, hoe meer sediment. Dat komt omdat de ruggen hoger zijn met
redelijk steile hellingen en het sediment er vanaf rolt.
Troggen: alle troggen grenzen aan vulkanische bogen (volcanic arcs), bogen van actieve
vulkanen. Troggen ontstaan in een subductiezone. Waar de oceanische plaat onder de
continentale plaat duikt, of waar een oceanische plaat onder een andere oceanische plaat
duikt. Er ontstaat daar een dieper gelegen stuk , op de plek waar de subductie plaatsvindt.
Dat is een trog. Seamount chains (onderzeese bergketens) zijn vulkanische eilanden die
zich in de zee bevinden en zichtbaar zijn. Ze liggen niet allemaal binnen vulkanische
eilandbogen want niet alle eilanden bevatten een actieve vulkaan. Bijvoorbeeld Hawaii bevat
maar 1 actieve vulkaan, de rest is al dood. Er bestaan ook seamounts ( geïsoleerde
onderzeese bergen) die onder water liggen. Veel van deze seamount zijn niet meer actieve
vulkanen en hebben waarschijnlijk eerst boven zeeniveau gelegen maar zijn afgesleten en
nu dus onderzees. Sommige van deze bergketens zijn afgerond omdat er riffen op gingen
groeien voordat de eilanden onder worden gedompeld. Deze heten guyots.
De oceanische korst bestaat voornamelijk uit basalt, dus niet zo veel afwisseling in
gesteenten als op de continenten. De “heat flow”, de hitte waarmee magma naar buiten
komt door de korst, is niet overal even heet. Onder mid-oceanische ruggen is het veel heter
dan op andere plekken in de oceaan.
Aardbevingen vinden plaats in een seismische zone (seismische belts) dus niet gewoon op
random plekken. Sommige van deze zones liggen bij de troggen, bij mid-oceanische ruggen
of bij de fracture zones, de transforme breuklijnen in de ruggen. Bij plekken waar de platen
het meest bewegen dus. Door deze aardbevingen kunnen geologen vinden waar de
plaatbewegingen het meest actief zijn.
Het gesteente dichtbij het midden van de ruggen is het jongste en ver weg het oudste. De
oceaan is jonger dan de continenten. Er vormt dus nieuwe oceaanbodem bij de
mid-oceanische ruggen. Gesmolten gesteenten ( en magma) drijft naar boven bij de
mid-oceanische ruggen, wat de ruggen uit elkaar beweegt. Dat nieuwe gesteente wordt
vervolgens uit elkaar gespleten door nieuw gesteente. Daarom ligt het oudste verder weg
van de rug. Hier vormt dus nieuwe zeebodem. Dit proces heet “seafloor spreading”. Deze
nieuwe korst moet ook verdwijnen. Er vindt dan subductie plaats, waar dan vervolgens weer
een trog kan ontstaan. bij subductie zakt het zwaarste gestente knaar beneden en die smelt
vervolgens. De oude zeebodem verdwijnt dus na een tijdje en komt dus weer in de mantel
terecht. Omdat de oudste korst de hoogste dichtheid heeft is die het zwaarst en duikt die
onder de lichtere plaat. Daarom verdwijnt de oudste bodem dus en niet de jongere. dit hele
verhaal van de ruggen die nieuwe bodem vormen en de subductie van oude bodem heet
ridge push en slab pull.