Endogene processen

De aardkorst is voortdurend in beweging onder invloed van de convectiestroming. Hierdoor ontstaan aardbevingen en kunnen op zwakke plekken in de aardkorst vulkanen ontstaan. Ook zijn op als gevolg van endogene processen in de afgelopen miljarden jaren bergen en dalen ontstaan, waardoor het aardoppervlak zijn huidige uiterlijk heeft gekregen.

Endogene processen (ookwel endogene krachten genoemd) werken vanuit het binnenste van de aarde op de aardkorst in (endogeen = binnen ontstaand). Simpel gezegd bouwen endogene krachten de aardkorst op. Deze krachten halen hun energie uit de warmte die in de kern van de aarde ontstaat door het verval van radioactieve isotopen als kalium-40, uranium-238 en uranium-235 en thorium-232 die zich in de mantel bevinden, en de zwaartekracht. Door verschil in warmte tussen kern en korst, ontstaat er een warmte stroming vanuit de kern naar de korst. Dit noemt men convectiestroming. Deze stroming koelt af naarmate zij dichter aan het aardoppervlak komt. Daardoor neemt de stijging van de stroming af en beweegt het zich in horizontale richting langs de onderkant van de korst. Als zij nog verder afgekoeld is, daalt de convectie stroom weer en gaat terug naar het binnenste van de aarde. Daar stijgt de temperatuur weer en stijgt de stroming opnieuw. Zo stroomt de materie de hele tijd rond. Deze cyclus duur miljoenen jaren.

 

De convectiestroming langs de onderkant van de korst veroorzaakt de verschuiving van de tektonische platen. Dit verschijnsel noemt men platentektoniek. De beweging van de tektonische platen gaat, evenals de snelheid van de convectiestroming, zeer langzaam. Een plaat groeit aan bij de Mid-oceanische rug, waar continu oceanische korst wordt gevormd. Bij een subductiezone verdwijnt de plaat in de mantel en smelt het gesteente weer.

De afzonderlijk bewegende platen, oefenen krachten op elkaar uit. De gevolgen van die krachten zijn vooral te zien aan de plaatranden. We onderscheiden drie soorten grenzen tussen de tektonische platen: convergente grenzen, divergente grenzen en transforme grenzen.

 

Convergente grenzen (convergentie)

Bij convergente grenzen komen twee naar elkaar toe bewegende tektonische platen bij elkaar. Er zijn twee situaties van convergentie te onderscheiden:

• De eerste mogelijkheid is dat twee botsende platen dezelfde dichtheid hebben, waardoor het materiaal in het midden wordt opgestuwd. Deze botsing kan plaatsvinden tussen twee continentale platen of twee oceanische platen. In beide gevallen ontstaan hierdoor berggebieden, zoals de Himalaya en de Alpen.
• De tweede mogelijkheid bij een botsing van platen is dat beide platen een verschillende dichtheid hebben, waardoor één plaat onder de andere glijdt. Dit noemen we subductie, wat aardbevingen veroorzaakt tot zevenhonderd kilometer diep. Subductie kan plaatsvinden wanneer:



 

• Een Oceanische plaat onder een continentale plaat schuift. Dit kan verklaard worden doordat de continentale korst dikker en minder dicht is dat de oceanische korst. Deze botsing leidt tot opheffing van de continentale plaat en de vorming van bergen en vulkanen. Ook ontstaat een trog op de plaats van subductie (de subductiezone).



• Een oceanische plaat schuift onder een andere oceanische plaat. Hierbij zal de oudere plaat, die koeler en dichter is, onder de jongere verdwijnen. Door de botsing is er sprake van actief vulkanisme, wat resulteert in een eilandboog. Ook ontstaat een trog op de plaats van subductie (de subductiezone).

 

Divergente grenzen (divergentie)

Bij divergentie is er sprake van twee platen die van elkaar af bewegen. De meeste divergentiezones liggen op de bodem van de oceaan. Daar waar de platen uit elkaar drijven, komt er gesmolten gesteente (vloeibaar magma) omhoog als lava. Als dit over de zeebodem uitvloeit, stolt het bij contact met het oceaanwater en ontstaat oceanische korst. Langs deze divergente grenzen wordt in een tempo van enkele centimeters per jaar nieuwe oceanische korst gevormt in een proces dat zeebodemspreiding wordt genoemd.

De plaats waar nieuwe oceanische korst ontstaat, noemen we een oceanische rug. Deze ruggen zijn een soort bergketens op de oceaanbodem. Deze bergketens kunnen boven het zeeniveau uitsteken, en vormen dan vulkanische eilanden. Een voorbeeld van een oceanische rug is de mid-oceanische rug, die vrijwel geheel onder water van het noord- naar het zuidpoolgebied loopt. IJsland wordt doorsneden door de mid-oceanische rug, en is eigenlijk een deel van de mid-oceanische rug dat boven zeeniveau uitsteekt. IJsland is dus een vulkanisch eiland. Op IJsland is het proces van de vorming van nieuwe aardkorst op het land op sommige plaatsen te zien. In geval van een eruptie stroomt het magma op deze plaatsen uit een spleet in de grond omhoog, uit zogenaamde spleetvulkanen. Het vulkanisme waar IJsland om bekend staat, trekt jaarlijks veel toeristen naar IJsland.

Oceaanruggen zijn gebieden met een grote vulkanische activiteit en veel ondiepe aardbevingen.

 

Horizontaal verschuivend (transform)

Bij horizontale of transforme beweging is er sprake van twee platen die evenwijdig langs elkaar bewegen (in tegengestelde richting). Maar dit bewegen gaat over het algemeen niet soepel. De convectiestroming onder de tektonische platen “wil” deze platen versplaatsen. Door wrijving blijven de platen echter op hun plaats. Hierdoor wordt energie opgebouwd, totdat er genoeg energie is om de wrijvingskracht te overwinnen. Op zo´n moment komt de energie plotseling vrij en ontstaat een aardbeving. Een voorbeeld van een plaats waar horizontale beweging van platen voorkomt, is de San Andreas breuk in Californië.

Transforme breuken worden gekenmerkt door ondiepe aardbevingen in een smalle zone langs de breuk, of in een brede zone, als er sprake is van meerdere, bij elkaar liggende breuken.

• disclaimer  | 
• contact  | 
• over vulkanisme.nl  | 
• privacy  | 
• sitemap