Syllabus_1AAVS1_2015-2016

Seismiek

Uit het verloop van aardbevingsgolven en seismisch onderzoek doorheen de aarde kan
men vaststellen dat op bepaalde diepte zones voorkomen waar de elasticiteit van de
materie verandert. Hieruit kan men conclusies trekken over de dichtheid. De snelheid
waarmee deze aardbevingsgolven en trillingen zich voortplanten is namelijk afhankelijk
van de dichtheid en de daarmee samenhangende elastische eigenschappen. In eenzelfde
materiaal neemt de dichtheid toe met de diepte, vanwege de stijgende druk. De snelheid
stijgt dus ook. Vloeistoffen laten enkel longitudinale trillingen door. longitudinale
trillingen of P-golven (P van primair) zijn golven waarbij de materie afwisselend wordt
samengedrukt en uitgerokken. De trillingen doen zich dus voor in dezelfde richting als de
beweging van de golf. Vermits ze de grootste snelheid hebben, komen ze het eerst aan,
vandaar de benaming primaire golven. Vaste stoffen laten echter ook transversale
trillingen door. Transversale trillingen of S-golven (S van secundair) zijn golven waarbij er
in de materie verschuivingen plaatsgrijpen. De deeltjes planten zich dwars op de
voortplantingsrichting voort. S-golven gaan niet voort in gassen en vloeistoffen. Op basis
van al deze eigenschappen worden een aantal seismische discontinuïteitvlakken
waargenomen: het discontinuïteitvlak van Gütenberg, tussen de kern en de mantel, en
het discontinuïteitvlak van Mohorovicic of Moho-niveau, tussen de mantel en de korst is
er een verschil in chemische samenstelling.

De gemiddelde dichtheid van de aarde bedraagt 5,5 g/cm3. De gesteenten van de korst
hebben een dichtheid van 2,8. De diepere lagen van de aarde hebben dus een veel
grotere dichtheid. Dichtheidssprongen zijn snelheidssprongen van de P- en de S-golven.
Ook de druk neemt toe met de diepte. Het samenspel van druk en temperatuur bepaalt
of de materie vast of gesmolten is. Door toenemende druk verhoogt het smeltpunt. Ook
hierover geven de trillingen informatie.

Beschrijf na het lezen van de bovenstaande tekst en aan de hand van de onderstaande
figuren hoe het indirect waarnemen van de opbouw van de aarde in zijn werk gaat.

Figuur 99: P-golven Figuur 100: S-golven

1 AA VS 1 201 © 2015 Arteveldehogeschool

Figuur 101: Discontinuïteitsvlakken

Figuur 102: Schaduwzone P-golven Figuur 103: Schaduwzone S-golven

4.1.2.3 Statisch beeld
Zoals andere aardse planeten kent de aarde een gelaagde opbouw. Deze is het gevolg van
een chemisch differentiatieproces bij het ontstaan van de planeet, waarbij zwaardere
elementen naar de kern wegzakten en lichtere elementen naar de periferie migreerden.

Atmosfeer

De atmosfeer is de buitenste laag van de aarde waarin de lichte, gasvormige elementen
zijn geconcentreerd. De atmosfeer bestaat voor 78% uit stikstof (N2) en voor 21% zuurstof
(O2). De overige 1% is voornamelijk opgebouwd uit argon (Ar), koolstofdioxide (CO2), neon
(Ne), helium (He), methaan (CH4), lachgas (N2O), ozon (O3) en waterdamp (H2O). Op
zeeniveau heeft de atmosfeer een dichtheid van ca. 0,0012 g/cm³. De atmosferische druk
op zeeniveau is 1013 hPa. Zowel de dichtheid als de luchtdruk nemen af met de hoogte.
De gemiddelde temperatuur van de atmosfeer aan het aardoppervlak is 15°C. De dikte
van de atmosfeer is moeilijk te bepalen, omdat de atmosfeer dunner wordt en geleidelijk
overgaat in de ruimte. Arbitrair wordt de bovenzijde van de atmosfeer wel eens gelegd

1 AA VS 1 202 © 2015 Arteveldehogeschool

op 100 km hoogte, de zogenaamde Karmanlijn, al beschouwt de Amerikaanse luchtmacht
iemand al als astronaut als die boven 80 km hoogte gevlogen heeft.

Korst

De korst is de vaste maar uiterst dunne buitenschil van de aarde. Zij vormt slechts 1% van
het volume en amper 0,4% van de massa van de aarde. Men maakt hierbij een
onderscheid tussen de oceanische en continentale korst. De oceanische korst is 7 tot 10
km dik, en heeft een basaltische samenstelling. De dichtheid is ongeveer 2,9 g/cm³. De
dikte van de continentale korst is gemiddeld 35 tot 40 km maar varieert tussen 20-70 km.
De temperatuur in de korst neemt toe met de diepte. De geothermische gradiënt in de
korst ligt doorgaans tussen 15°C/km tot 50°C/km. Aan de basis van de korst kan de
temperatuur oplopen tot 500 à 1000 °C. De omgevingsdruk neemt gemiddeld met 26,5
MPa/km toe. De grens met de onderliggende mantel wordt de Mohorovicic-
discontinuïteit genoemd, of kortweg Moho. Het was de Kroatische seismoloog Andrija
Mohorovicic (1857-1936) die deze seismische discontinuïteit in 1909 identificeerde als het
vlak waar aardbevingsgolven plots in snelheid toenemen. Vergelijkt men dan de
gemiddelde dichtheid van de aardkorst, namelijk 2,7 tot 2,9 g/cm³, met de gemiddelde
dichtheid van de aarde zelf, namelijk 5,51 g/cm³, dan wordt duidelijk dat diepere
aardlagen veel hogere dichtheden moeten hebben.

Mantel

De mantel vormt de viskeuze laag, vloeibaar als stroop, tussen de korst en de kern. De
mantel strekt zich uit tot een diepte van 2.890 km. Hij maakt dan ook ongeveer 83% van
het volume van de aarde uit en ongeveer 68% van de massa. Net als de korst is de mantel
voornamelijk opgebouwd uit silicaatgesteenten. De gemiddelde dichtheid van de mantel
varieert van 3,3 g/cm³ net onder de korst tot meer dan 5,6 g/m³ net boven de kern. De
temperatuur varieert tussen 500 en 1.000 °C net onder de korst tot meer dan 4.000°C aan
de kern-mantelgrens. Maar de gigantische omgevingsdruk, oplopend tot ongeveer 140
GPa aan de kern-mantelgrens, verhindert dat het gesteente bij deze temperaturen smelt.

Kern

De kern strekt zich uit van 2.890 km tot 6.371 km diepte en vormt 31% van de massa van
de aarde. In de kern maakt men nog een onderscheid tussen de vloeibare buitenkern en
de vaste binnenkern. De buitenkern, tussen 2.890 en 5.155 km diepte en 15% van het
aardvolume, bestaat uit een vloeibare ijzer-nikkellegering, met een dichtheid van 10 tot
12 g/m³. De binnenkern, tussen 5.155 en 6.371 km diepte en slechts 1% van het volume
van de aarde, heeft een straal van 1.200 km en bestaat uit een vaste ijzer-nikkellegering.
De dichtheid wordt geschat op 13 g/cm³. De omgevingsdruk loopt verder op tot ongeveer
360 GPa in het centrum van de aarde, meer dan 3 miljoen keer de luchtdruk aan het
aardoppervlak. Temperaturen lopen mogelijk op tot 6.000°C, ongeveer de temperatuur
die heerst op het oppervlak van de zon. Het bestaan van zowel een vloeibare buitenkern
als een vaste binnenkern ligt aan de basis van het magnetisch veld van de aarde,
gegenereerd door de geodynamo.

1 AA VS 1 203 © 2015 Arteveldehogeschool

Onderlijn na het lezen van bovenstaande tekst de belangrijkste kenmerken van elke laag
in de onderstaande tabel.

Figuur 104: Fysische en chemische eigenschappen van de lagen van de aarde

Benoem ook deze verschillende aardlagen op de onderstaande twee figuren.

Figuur 105: Doorsnede van de aarde (1) Figuur 106: Doorsnede van de aarde (2)

4.1.2.4 Dynamisch beeld
De schilvormige opbouw van de aarde kan vanuit verschillende bekeken worden. In vorige
paragraaf werd een opdeling gemaakt op basis van haar samenstelling en werden kern,
mantel en korst onderscheiden. De buitenste zone van de aarde, bestaande uit de korst
en het buitenste deel van de mantel, kan echter ook worden opgedeeld in lithosfeer en
asthenosfeer. Dit is één van de meest cruciale concepten gebleken in de ontwikkeling van
de theorie van de platentektoniek.

1 AA VS 1 204 © 2015 Arteveldehogeschool

Figuur 107: Doorsnede van de aarde met lithosfeer en asthenosfeer

Lithosfeer

De lithosfeer vormt de buitenste stijve schil van de aarde. De lithosfeer bestaat uit de
korst en het bovenste deel van de mantel. Hij gedraagt zich in belangrijke mate elastisch,
zoals blijkt uit de isostasie. Isostasie steunt op de wet van Archimedes dat stelt dat de
opwaartse kracht die een lichaam in een vloeistof of in een gas ondervindt, even groot is
als het gewicht van de verplaatste vloeistof of het gas. Dit betekent dat de massa van een
object ondergedompeld in een vloeistof gelijk is aan de massa van de verplaatste
vloeistof. Is de dichtheid van het object kleiner dan deze van de vloeistof, dan zal het
object drijven. Het zal in de vloeistof wegzakken totdat de drijfkracht de zwaartekracht
compenseert. Het object verkeert dan in isostatisch evenwicht. Denk maar aan een
ijsberg. Is de dichtheid van het object groter dan deze van de vloeistof, dan zinkt het
object. In 1888 verklaarde de Zweedse geoloog Gerard Jacob de Geer (1858-1943) de
opheffing van Scandinavië door een isostatische compensatie ten gevolge van het
verdwijnen van de ijskap zo’n 10.000 jaar geleden. Isostatische compensatie treedt op
wanneer de dichtheid of het volume van het drijvende object verandert en dus het
isostatisch evenwicht verstoord wordt. Het verdwijnen van het extra gewicht van de ijskap
op de Scandinavische aardkorst heeft de aardkorst daar lichter gemaakt. Het herstellen
van het isostatisch evenwicht betekent dan ook dat de aardkorst hoger komt te liggen.
Waarom de isostatische compensatie van Scandinavië al 10.000 jaar aan de gang is, heeft
alles te maken met de eigenschappen van het vloeibaar substraat waarop de aardkorst
schijnt te drijven.

Asthenosfeer

De asthenosfeer vertoont een plastisch gedrag. Op geologische tijdschalen vloeit het
mantelgesteente. De asthenosfeer kan geen belasting verdragen. Een zwaar lichaam zal
dan ook geleidelijk wegzinken in de asthenosfeer, wat uiteindelijk ook gebeurt bij
subductie. Warmteoverdracht geschiedt voornamelijk door convectie. De grens tussen
lithosfeer en asthenosfeer is een thermische grens. Op 1280°C gaat olivijn, een
magnesium-ijzersilicaat, het hoofdbestanddeel van de peridotietische mantel, zich
uitermate plastisch gedragen. Deze isotherm is geen tastbare grens zoals deze tussen
korst en mantel. De basis van de lithosfeer kan veranderen in ruimte en tijd. De dikte van
de lithosfeer varieert van enkele kilometers onder de oceaanruggen tot 70-80 km onder
de oceanen en 100-150 km onder de continenten. De dikte van de asthenosfeer wordt
geschat op ongeveer 150 km.

1 AA VS 1 205 © 2015 Arteveldehogeschool

Het dynamisch beeld van de aarde doet ook nog een derde toevoeging aan het statisch
model, naast de lithosfeer en asthenosfeer. Bekijk hiertoe de onderstaande figuur en
benoem deze derde toevoeging.

Figuur 108: Isostatische compensatie

…………………………………………………………………………………………………………………………………………

…………..…………………………………………………………………………………………………………………………….

4.1.3 Reliëf op aarde24

Op een wereldreliëfkaart is een hooggebergtegordel op rondom de Stille Oceaan op te
merken: het zijn de kustgebergten. Langs deze laatste komen de diepzeetroggen voor.
Dat zijn langgerekte zones waar de oceaan veel dieper reikt dan gemiddeld, soms tot
11.000 m diep. Het Andesgebergte samen met de Atacamatrog is hiervan een
typevoorbeeld. Men merkt ook een hooggebergtegordel op vanaf de Atlas, via de Alpen
naar de Himalaya en naar Indonesië. Dit zijn de continentale bergketens. In het midden
van de oceaanbodem treffen we langgerekte bergketens aan. Die heten oceanische
ruggen. Enkele voorbeelden zijn de Mid-Atlantische en Oost-Pacifische rug.

De continenten zijn omgeven door shelfzeeën, dit zijn de onderzeese voortzetting van de
continenten. Deze ondiepe zeeën, tot 200 m diep, worden ook continentaal plat
genoemd. Ze beslaan ongeveer 5% van het aardoppervlak en vertonen continentale
reliëfvormen: verdronken valleien, rivierdelta’s, oude kustrotsen. Enkele voorbeelden zijn
Het Kanaal en het Nauw van Calais. Tijdens het hoogtepunt van de laatste ijstijd stond de
zee ongeveer 120 m lager dan nu. Toen het ijs smolt begon de zee met een meter per
eeuw te stijgen. Grote stukken continentaal plat liepen onder, waardoor de landbrug die
Groot-Brittannië en het Europese vasteland verbond onder het zeepeil verdween, net als
de landbruggen tussen Australië en Nieuw-Guinea en tussen Alaska en Siberië. De
continentale helling is de smalle, steile (continentaal talud) overgangszone tussen de
shelfzee en het oceaanbekken. Onderaan de continentale helling wordt puin, afkomstig
van de shelfzee gesedimenteerd. Dit is de continentale rise. Mid-oceanische ruggen zijn
onderzeese bergketens die bestaan uit evenwijdige kammen en een centrale slenk of rits.
Diepzeetroggen zijn smalle, diepe kloven in de oceaanbodem. Seamounts zijn onderzeese
bergen die 1000m of meer boven de zeebodem uitsteken. In het zuidwestelijk deel van
de Grote Oceaan komen er zo’n 10.000 voor. De meeste seamounts zijn uitgedoofde
vulkanen. Van de duizenden seamounts vormen slechts enkele actieve vulkanen. Guyots

24 Bron: (Goossens, 1996)

1 AA VS 1 206 © 2015 Arteveldehogeschool

zijn seamounts die door de golfwerking van het water aan de bovenkant zijn afgeplat. De
huidige diepte van deze vlakke bovenzijde is momenteel vele honderden meters onder
zeeniveau, ver beneden het niveau waarop deze golven nu eroderen. Dit betekent dat de
guyots met de oceaankorst zijn mee gedaald. Op deze weggezonken guyots bevinden zich
soms dode koralen, die voordien in ondiep water groeiden. In warme zeeën kunnen
atollen voorkomen. Het zijn cirkelvormige koraalriffen met een lagune in het midden. Ze
ontstaan door het eroderen van een vulkaan. Vulkanische eilanden zijn onderzeese
vulkanen waarvan de toppen boven water uitsteken. Vaak komen ze in rijen voor en
vormen eilandenbogen.
Benoem in de tabel de op de onderstaande doorsnedes aangeduide reliëfeenheden met
hun eigennaam. Gebruik hiertoe je atlas!

1

2

Figuur 109: Reliëfdoorsnede door de Stille Oceaan op 23°Z van 67° W tot 73° W

3

Figuur 110: Reliëfdoorsnede doorheen de Atlantische Oceaan op 23° Z, bij Sao Paulo Walvisbaai

1 AA VS 1 207 © 2015 Arteveldehogeschool

4

Figuur 111: Reliëfdoorsnede op 90° O en 40° tot 20°N

Nr. Eigennaam reliëfeenheid
1 ……………………………………………………………………………………………………………………………….
2 ……………………………………………………………………………………………………………………………….
3 ……………………………………………………………………………………………………………………………….
4 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

Benoem nu in de tabel ook de op de onderstaande doorsnede aangeduide reliëfeenheden
met de juiste soortnaam. Gebruik hiertoe de namen van de eerder opgezochte
reliëfeenheden en de informatie in de leestekst.

2
3

Figuur 112: Reliëfdoorsnede van de zeebodem

Nr. Soortnaam reliëfeenheid
1 ……………………………………………………………………………………………………………………………….
2 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

1 AA VS 1 208 © 2015 Arteveldehogeschool

3 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

4 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

7 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

8 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

9 ……………………………………………………………………………………………………………………………….

Zoek drie voorbeelden van vulkanische eilanden en eilandbogen. Vermeld telkens in
welke oceaan ze voorkomen.

……………………………………………………………………………………………………………………………………

……………………………………………………………………………………………………………………………………

……………………………………………………………………………………………………………………………………

Zeebodemonderzoek

Er zijn verschillende manieren waarop een monster van de zeebodem genomen kan worden.
Brokken gesteente kunnen van de bodem gedregd worden. Zo'n dreg bestaat uit een stalen
frame met een stalen net en wordt over de bodem gesleept, waarbij vastzittende brokken
losgerukt en in het net meegenomen worden. Het sediment kan men met een happer of een
boxcorer bemonsteren. Zo'n apparaat neemt een schep sediment van de zeebodem. Het
sediment kan ook met een corer bemonsterd worden. Hierbij laat men een stalen pijp met
een plastic binnenpijp en een groot gewicht aan de bovenkant, verticaal in het sediment
'vallen'. De plastic binnenpijp vult zich met sediment en kan aan boord uit de stalen buitenpijp
getrokken worden en doorgesneden om het sediment te onderzoeken. Zo'n monster wordt
een steekmonster genoemd. Zowel gesteente als sediment kunnen bemonsterd worden door
boringen op zee. Bijvoorbeeld op een ondiepe zee boort men vanaf booreilanden naar
sedimenten (en olie en gas). Op diepere zeeën boort men vanaf boorschepen. Met deze
boringen op zee worden in boorpijpen buisvormige bodemmonsters genomen die een
gedetailleerd beeld van de ontstaansgeschiedenis opleveren. Honderden van zulke boringen
zijn er intussen gemaakt op de diepzee, hoofdzakelijk dankzij internationale instanties en door
overheden gefinancierde projecten. In de jaren vijftig toen het boren op zee nog niet veel
plaatsvond, wist men meer van de oppervlakte van de maan dan van de bodem van de oceaan.
Kleine, bemande onderzeeërs (sumersibIes) kunnen de onderzoekers tegenwoordig naar de
bodem brengen, waar ze deze kunnen bekijken, fotograferen en bemonsteren. Een
fundamenteel instrument om de zeebodem indirect te bestuderen is het echolood, dat een
profiel van de topografie van de zeebodem trekt. Hierbij zendt het schip een aantal malen per
seconde signalen uit die aan de bodem reflecteren en aan boord op een schrijver geregistreerd
worden. De diepte van de zeebodem leidt men af uit de looptijd van het signaal. Een
vergelijkbaar instrument is de seismische profiler,die een soortgelijk signaal afgeeft als het
echolood, maar met meer energie en met een lagere frequentie. Door de lagere frequentie
kan het signaal de bodem binnendringen en reflecteren aan de lagen in het sediment. De
profiler geeft een beeld van de opbouw van de lagen in het sediment en ook van bijvoorbeeld
breuken en plooiingen en dergelijke. Magnetische metingen, zwaartekrachtmetingen en
seismisch onderzoek kunnen ook op zee verricht worden.

1 AA VS 1 209 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2 Van continentendrift tot platentektoniek

Reeds in het begin van de 17de eeuw (o.m. Francis Bacon in 1620) merkte men op dat de
vorm van de kustlijnen van de continenten aan weerskanten van de Atlantische oceaan in
elkaar pasten als ware ze één geheel geweest. De Duitse meteoroloog Alfred Wegener
(1880-1930) was echter de eerste die hiervoor heel wat argumenten verzamelde en de
hypothese formuleerde dat alle continenten ooit een geheel moeten gevormd hebben.
De combinatie van zijn continental drift met de latere hypothese van de sea floor
spreading leidde tot de huidige platentektoniektheorie.

4.2.1 Continentendrift

4.2.1.1 Theorie en argumenten van Wegener
De Duitse meteoroloog Alfred Wegener was bij de eerste wetenschappers die er van
overtuigd was dat de continenten horizontaal bewegen. In zijn werk ‘Die Entstehung der
Kontinente’ uit 1912 toont Wegener aan dat de continenten ooit één geheel vormden.
Het oercontinent Pangea zou nadien door breuken en horizontale verschuivingen tot de
huidige continentenverdeling geëvolueerd zijn. De argumenten van Wegener hiertoe
aanwendde, worden hieronder opgesomd.

Gebruik voor elk type argument de bijgevoegde figuur om Wegeners argumenten voor de
horizontale beweging van de continenten op te bouwen.

Geofysische en geologische argumenten

Vooreerst haalde Wegener de overeenkomst in kustlijnen aan. Wegener paste de
continenten als een puzzel in elkaar en gebruikte de continentgrens, incl. continentaal
plat, waardoor de aansluiting nog beter past dan met de kustlijnen. Zo ontdekte hij een
grote overeenkomst in kustlijnen van Zuid-Amerika en Afrika, van Noord-Amerika,
Groenland en Europa, en van Zuidelijk Afrika, Madagascar, Antarctica, Australië en Indië.
Daarenboven bracht de analyse van de topografie van het aardoppervlak en onderzoek
van de aardkorst toen al aan het licht dat de korst bestaat uit twee verschillende lagen,
elk met een specifieke dichtheid: een continentale korst met geringe dichtheid en een
oceanische korst met grotere dichtheid. De hooggebergten zijn niet alleen hoog, maar
hebben ook een diepe wortel van lichte gesteenten. Men kan hierbij de vergelijking
maken met het gedrag van houtblokken die in een bak met water drijven: de dikste
blokken steken het verst boven het water uit en als men een blok naar beneden duwt, zal
het kort na het verdwijnen van de druk naar het normale evenwichtsniveau terug
bewegen (isostasie!). Wegener beweerde bijgevolg dat, als de continentale blokken
verticaal in de onderliggende dichtere massa konden bewegen, zij zich ook in horizontale
richting kunnen verplaatsen.

Als Zuid-Amerika, Afrika en India in elkaar gepuzzeld worden, komt voor de oude
gesteentelagen de ouderdom en opeenvolging van de gesteentesoorten in lagen naast
elkaar overeen aan de continentgrenzen. Voor jonge gesteenten is dat niet het geval.
Wegener gebruikt dit om het tijdstip van de verbrokkeling te bepalen: zolang ze samen
horen, hebben ze dezelfde geschiedenis, nadien verschillen de omstandigheden op de

1 AA VS 1 210 © 2015 Arteveldehogeschool

platen. Ook oude reliëfstructuren passen ineen: als je Noord-Amerika en Europa naast
elkaar legt, zie je hoe de Appalachen in het verlengde liggen van de Schotse Highlands en
het gebergte in Noorwegen. Dit waren dus Wegeners geologische argumenten; de
geologische structuren komen aan beide zijden van oceanen verrassend goed overeen,
namelijk bij Zuid-Amerika en Afrika, West-Europa en de Oostkust van Noord-Amerika,
Zuidelijk Afrika en Madagascar, Australië en Antarctica, Australië en Indië.

Figuur 113: Geofysische en geologische argumenten

Paleontologische en biologische argumenten
Wegener haalde ook aan dat fossielen van een Lystrosaurus, een landdier met de
levenswijze van een varken, gevonden zijn in India, Antarctica en Afrika. Die van de
Mesosaurus, een reptiel, zijn enkel in Afrika en Zuid-Amerika. Ook fossielen van andere
dieren en planten, zoals de Glossopteris, waarvan moeilijk kan aangenomen worden dat
ze zich door wind of via het water over de brede oceanen verspreid hebben, treffen we
aan op de verschillende continenten die uit Gondwana ontstonden.

Figuur 114: Paleontologisch een biologische argumenten

1 AA VS 1 211 © 2015 Arteveldehogeschool

Paleoklimatologische argumenten

Tot slot haalde Wegener ook enkele paleoklimatologische argumenten aan. Een ijskap die
zich in koude periodes vormt duwt bij het vooruitschuiven puin mee dat krassen op rotsen
maakt en voor typische afzettingen zorgt. In Zuid-Amerika, zuidelijk Afrika, India en
Australië worden dergelijke bewijzen voor het bestaan van een ijskap gevonden. De
afzettingen zijn even oud. Als je de continentendrift niet aanvaardt, is dat moeilijk te
verklaren: ijskappen in tropisch gebied zijn onwaarschijnlijk en bovendien zou het ijs in
Zuid-Amerika en Australië van aan de kust landinwaarts geschoven zijn. Als men
aanneemt dat de ijskap gevormd werd toen de continenten samen lagen, wordt de
situatie wel logisch. De belangrijke steenkoolgebieden van Noord-Amerika, Europa,
Rusland en China liggen in gematigde klimaatzones. De fossiele planten die deze
steenkool vormen hebben echter alle kenmerken van tropische planten. Voor Wegener
was ook dat een argument om aan te nemen dat deze gebieden in het evenaarsgebied
lagen toen de planten groeiden, maar nadien naar hun huidige ligging verplaatst zijn.

Figuur 115: Paleoklimatische argumenten

4.2.1.2 Tekorten in Wegeners theorie
Enkele citaten uit het verslag van het symposium in New York waar Wegener zijn theorie
verdedigde in 1926:

“Professor Wegeners methode is niet wetenschappelijk. Hij volgt de welbekende weg:
een idee als uitgangspunt en dan selectief zoeken.”
“En dan, Mijnheer de Voorzitter, zelfs als er overeenkomsten zijn, dan kunnen die
uitstekend verklaard worden. Een paar landbruggen volstaan, als we aannemen dat
die nadien zijn weggezakt: 'Wat meneer Wegener vooropstelt als mechanisme is - kort
samengevat - nonsens. De krachten die meneer Wegener te hulp roept zijn veel te
klein om het zware werk te doen.”
“U springt erg vrij met de aarde om, meneer Wegener. Logisch, u weet van geofysica
minder af dan een kandidaatsstudent aan de universiteit van Cambridge.”

Ondanks de argumenten die overtuigend lijken, heeft Wegener de aanvaarding van zijn
theorie niet mogen beleven. Daar zijn twee redenen voor. Wegener studeerde
sterrenkunde en was werkzaam als weerkundige; voor de geologen was het moeilijk
aanvaardbaar dat iemand die geen geologie gestudeerd had hun problemen kon komen
oplossen. Ze verweten hem een onwetenschappelijke werkwijze en bedachten andere
scenario's om de vaststellingen te verklaren. Bovendien kon Wegener niet verklaren

1 AA VS 1 212 © 2015 Arteveldehogeschool

welke krachten ervoor konden zorgen dat dergelijke enorme massa's gesteenten konden
breken en in beweging brengen. Hij deed daar wel een poging toe, maar op weinig
overtuigende wijze en met verklaringen die onjuist zijn gebleken.

4.2.1.3 Bijkomende bewijzen

Bouw met behulp van de volgende figuren de bijkomende argumenten op voor de
horizontale beweging van de continenten.

Paleomagnetisme en poolbanen

Wanneer vloeibaar aardmateriaal stolt, vormen zich mineralen, waarvan een aantal zich
gedragen als kompasnaalden. Dit is bijvoorbeeld het geval met het magnetisch mineraal
magnetiet en ander ijzerhoudende mineralen zoals hematiet. De kristallen gaan zich in de
nog vloeibare lava richten volgens de veldlijnen van het magnetisch veld, om zo
vastgelegd te worden bij verdere afkoeling. Daardoor vormen ze een fossiel kompas: ze
wijzen de richting van de pool aan op het moment van de stolling. Bovendien kan uit de
hellingsgraad van het mineraaltje ten opzichte van het horizontaal vlak, de breedteligging
op de aardbol afgeleid worden. Verbindt men de punten waar de magnetische pool
achtereenvolgens zou gelegen hebben, dan bekomt men de zogenaamde poolbaan. Uit
onderzoek van lavastromen op verschillende continenten blijkt echter dat elk continent
een andere poolbaan heeft, wat betekent dat er meerdere polen zouden geweest zijn op
hetzelfde moment. Dit kunnen we echter verwerpen; er was maar één magnetische
noordpool diesteeds op ongeveer dezelfde plaats heeft gelegen. Let wel, hierbij wordt
abstractie gemaakt van de ompolingen (zie verder). Dit impliceert dus dat de continenten
zich verplaatst moeten hebben ten opzichte van de pool. Doorheen de geologische
geschiedenis kan men immers elk continent zodanig op de bol positioneren dat de
toenmalige pool samenvalt met de huidige pool. Op deze wijze bekomt men voor elke
geologische periode de plaats van de continenten.

Figuur 116: Veldlijnen van het aardmagnetisch veld

1 AA VS 1 213 © 2015 Arteveldehogeschool

Ompolingen en seafloorspreading

Het magnetisch veld van de aarde wisselt met tussenperioden van enkele
honderdduizenden jaren om; de magnetische Noordpool en Zuidpool verwisselen daarbij
van plaats. Ook deze ompolingen en de bijhorende sterkteveranderingen in het
magnetisch veld worden door de mineralen vastgelegd; in (stollings)gesteenten op het
land zijn de periodes en de richting van die polariteit dus gedateerd. Aan de hand van de
wetenschappelijk bekende omkeringsperioden kan men deze ouderdom van deze
gesteenten achterhalen. Wanneer het mogelijk werd om met magnetometers, die door
schepen over de bodem van de oceanen meegesleept werden, de polariteit en de sterkte
te meten van gesteenten op de oceaanbodem, bleek dat de oceaanbodems symmetrisch
zijn opgebouwd: vanaf de centrale slenken in de mid-oceanische ruggen vinden we de
magnetische ompolingen als evenwijdige stroken terug, symmetrisch ten opzichte van de
rug en van jong in de rug naar steeds ouder naar de continenten toe. De bodem van een
oceaan is het jongst in het midden van de oceaan en wordt stelselmatig ouder naar de
continenten toe. De oceaanbodem is de centrale slenk niet bedekt met sedimenten, maar
bestaat er enkel uit stollingsgesteenten; naar de continenten toe is de oceaanbodem met
een steeds dikkere laag sedimentgesteenten bedekt.

Figuur 117: Gemagnetiseerde stroken aan de zijden van de mid-oceanische rug

4.2.1.4 Besluit
Wegeners bevindingen, de argumenten uit het paleomagnetisme en de hypothese van de
seafloorspreading werden allen samengebracht in een heel nieuwe opvatting over de
dynamiek van de aarde: de theorie van de platentektoniek. Het blijken niet de
continenten te zijn die bewegen, maar stukjes lithosfeerplaat die continentale en/of
oceanische korst dragen en die drijven op de taai vloeibare of plastische onderliggende
laag, de asthenosfeer.

1 AA VS 1 214 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2 Platentektoniek

4.2.2.1 Motor achter de platentektoniek
Voor de verklaring van de motor achter en het mechanisme van de plaatbewegingen zijn
door geofysici diverse modellen ontwikkeld. Een compleet sluitende verklaring voor de
dynamiek van de lithosfeer is er echter nog niet. Hieronder worden de dominante
krachten en mechanismen, zoals ze tot nu toe zijn achterhaald, toegelicht.

Model van de convectiecel en de mantelsleurkracht

Om de horizontale bewegingen te verklaren, werd lange tijd aangenomen dat de warmte-
ontwikkeling in de kern van de aarde de drijvende kracht is achter de plaatbewegingen.
Opwaartse circulatiestromingen zouden de hete mantelmassa tot vlak bij het oppervlak
brengen. Daar buigen de stromingen in de mantel af, koelen af, dalen en vloeien terug
naar de kern. Ligt zo’n opwaartse stroming onder een continent, dan kan het continent
worden opgesplitst, zoals in Oost-Afrika. Tussen de uiteendrijvende platen vormt zich
nieuwe oceanische korst. De dalende mantelstromingen veroorzaken subductie. In de
voorbije eeuw werd aangenomen dat deze mantelsleurkracht van een convectiecel de
letterlijk drijvende kracht was achter de zich verplaatsende platen. Als een transportband
neemt de horizontale component van de convectiecel de bovenliggende plaat mee. Het
model van de convectiecellen blijkt een zwak model. De asthenosfeer is, precies omdat
het een glijlaag is, slechts weinig in staat om horizontale krachten uit de onderliggende
mantel door te geven. Ondertussen werden echter nieuwe en nauwkeuriger modellen
ontwikkeld om de bewegingsmechanismen wetenschappelijk te onderbouwen.

Zwaartekracht

Vandaag wordt algemeen aangenomen dat zwaartekracht de belangrijkste aandrijfkracht
is voor plaattektonische bewegingen. Dit komt het best tot uiting ter hoogte van de
subductiezones, waar de koude zware oceanische lithosfeer wegzinkt in de asthenosfeer
en met zijn volle gewicht de volledige plaat met zich meetrekt. Deze kracht noemen we
de subductietrekkracht of slab pull. Omdat deze kracht de belangrijkste drijvende kracht
blijkt te zijn in het huidige plaattektonische regime, suggereert de Amerikaanse geoloog
Stern dat het plaattektonische regime beter omschreven wordt als subductietektoniek in
plaats van platentektoniek. Een tweede kracht die een rol speelt is de rugduwkracht of
ridge push. Deze kracht is het gevolg van de relatieve opheffing van de oceaanruggen ter
hoogte van de asthenosferische opwelling. De dunne warme oceanische lithosfeer glijdt
als het ware onder invloed van de zwaartekracht van deze opwelling. Hierdoor scheurt de
oceanische lithosfeer ter hoogte van de oceaanrug en wordt er asthenosferisch materiaal
aangezogen, om zo nieuwe oceaankorst te vormen. Asthenosferische convectie is dus niet
de oorzaak maar wel het gevolg van zeevloerspreiding.

Model van de Eulerpool

Een lithosfeer plaat beweegt niet zomaar over de aardbol. Een lithosfeerplaat is een
sferische schil op een bol en beweegt rondom een pool, de Eulerpool. De Eulerpool heeft
niets te maken met de magnetische of geografische pool. Eulerpolen kunnen zich eender

1 AA VS 1 215 © 2015 Arteveldehogeschool

waar op het aardoppervlak bevinden: binnen of buiten de betrokken platen of op de
plaatgrens. Zo bevindt de Eulerpool van de Noord-Amerikaanse en Euraziatische plaat zich
in Noordoost-Siberië. Elk punt op een lithosferische plaat beschrijft een beweging een
kleine cirkel rond de Eulerpool. Hoe dichter bij deze pool, hoe kleiner deze cirkel en hoe
trager de beweging. Op 90° van deze pool is de bewegingssnelheid maximaal. Divergente
en convergente plaatgrenzen wijzen naar de pool, terwijl de dwarsbreuken evenwijdig
lopen aan de bewegingsrichting. Op deze wijze kunnen we de Eulerpool lokaliseren.

Effect van gloeipunten en het ontstaan van riftsterren

Gloeipunten of hotspots zijn punten die vlak boven kolommen met honderden km
diameter liggen van heet, stijgend mantelmateriaal, afkomstig uit de diepste delen van de
mantel, nabij de contactzone met de kern, 2900 km diep. Deze mantelpluimen blijven
gedurende zeer lange perioden in de geologische geschiedenis op min of meer dezelfde
plaats liggen. Waar zo’n mantelpluim de lithosfeer raakt, zwelt deze op. Hier ontstaat
vulkanisme. Dit zijn de gloeipunten, waarvan er op aarde een 70-tal geïdentificeerd zijn.
Voorbeelden hiervan zijn Hawaï, Yellowstone en de Eifel. Ook mid-oceanische ruggen zijn
bezaaid met dergelijke gloeipunten, namelijk IJsland, Azoren, Ascension, Sint-Helena.
Omdat deze mantelpluimen zeer lang op dezelfde plaats liggen, ook terwijl een
lithosfeerplaat erover heen schuift, ontstaat een keten vulkanen. Zo kunnen we de
bewegingsrichting en bewegingstijd van de plaat bepalen. Ligt het eiland midden op de
oceanische rug, zoals IJsland, dan groeit het eiland aan. Boven de hotspot zwelt de
lithosfeerplaat op en door de rekspanningen scheurt de plaat open. Dit is de zogenaamde
riftster. Een dergelijke rifster bevindt zich ter hoogte van de Golf van Aden, Rode Zee en
Oost-Afrikaanse Rift. Soms echter valt de oceaanvorming in één van de drie armen stil.
Zulke geaborteerde oceaan wordt een aulacogeen genoemd, zoals de Centrale Noordzee.

Om bijvoorbeeld de vorming van de Atlantische Oceaan vanuit het supercontinent
Pangaea te begrijpen moeten beide bovenstaande principes gecombineerd worden:

Het isolerend effect van het supercontinent veroorzaakt een stroom mantelmateriaal
die een reeks mantelpluimen doen ontstaan, mogelijks langs de oude naden. Boven
elke mantelpluim ontwikkelt zich een riftster. Die armen die de grootste hoek vertonen
met de kleine cirkels van de Eulerpool zullen actief blijven. De andere arm valt stil.
In het geval van de Atlantische Oceaan zijn het vooral de noordzuid-georiënteerde
armen die actief blijven. Ze komen met elkaar in verbinding, het continent scheurt in
twee en de oceaan is geboren. Het openscheuren start op 90° van de Eulerpool en
gebeurt als een rits. Voor de Atlantische Oceaan situeerde dit zich voor de kusten van
West-Afrika en Noord-Amerika. Daar is ook de oudste oceanische korst terug te
vinden. De ‘geaborteerde’ armen blijven achter op de continenten, bijvoorbeeld de
Noordzee, de Golf van Biskaje, het Atlasgebergte en de Nigerdelta. Verschillende van
die gloeipunten die verantwoordelijk waren voor het openscheuren van de Atlantische
Oceaan zijn nog steeds aanwezig onder de Mid-Atlantische rug, zoals ter hoogte van
de Azoren, Sint-Helena en Ascension. Ook IJsland ligt bovenop een dergelijke hotspot.

Leg elk van de vier aandrijfmechanismen voor bewegende platen in eigen woorden uit.

1 AA VS 1 216 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2.2 Plaatbewegingstypes
Plaatranden kunnen verschillen. De grenzen tussen de platen zijn grote breuken in de
lithosfeer. De plaats waar ze samenkomen, kan aan grote veranderingen onderhevig zijn,
al naargelang de aard van de grens. Volgens de onderlinge bewegingen van de platen
kunnen we drie typen van plaatgrenzen onderscheiden, namelijk divergente, convergente
en conservatieve plaatranden.

4.2.2.2.1 Divergente, constructieve of opbouwende plaatranden
Divergente stromingen, waarbij magma opstijgt uit de asthenosfeer, duwen de
lithosfeerplaat uiteen. Als gevolg van deze rek van de lithosfeerplaat ontstaan er
gigantische scheuren en breuken in de continentale korst, wat gepaard gaat met
aardbevingen. Langsheen deze breuken komt er vaak ook magma tot aan het
aardoppervlak; er is dus vulkanisme en er ontstaat hierbij een bergachtig reliëf, met
slenken, zoals de Oost-Afrikaanse slenk. Een slenk of grabe is een ingezakt gebied tussen
twee breuken in de aardkorst. Een rift is idem als een slenk of grabe, maar deze benaming
wordt specifiek gebruikt nabij een spreidingscentrum, zoals in deze context het geval is.
In een later stadium, dus bij verdere uiteendrijven van de intussen twee lithosfeerplaten,
groeien deze riften aan tot een nieuwe oceanische, basaltische korst. Wanneer de
lithosfeerplaten dan nog verder uiteen worden geduwd, ontstaat er zo een steeds groter
wordende zee, die na miljoenen jaren een oceaan vormt. Ook deze oceanische korst gaat
uiteenschuiven of openrekken; dit noemt men de seafloorspreading. Ook in de
oceaanbodem komen dus spleten en breuken, gepaard gaand met aardbevingen. Via deze
breuken komt er ook in de oceaan magma naar de oppervlakte; zo ontstaan er ook
vulkanen en een bergachtig reliëf in de oceaan, dit zijn mid-oceanische spreidingsruggen.

Vat met behulp van de volgende figuren samen wat er gebeurt wanneer platen van elkaar
weg bewegen door de figuren van een onderschrift te voorzien.

Figuur 118: ……………………………………………………………………………………………………………………………………………………

Figuur 119: ……………………………………………………………………………………………………………………………………………………

1 AA VS 1 217 © 2015 Arteveldehogeschool

Figuur 120: ……………………………………………………………………………………………………………………………………………………

Figuur 121: ……………………………………………………………………………………………………………………………………………………

4.2.2.2.2 Convergente, destructieve of afbrekende plaatranden
Wanneer twee platen naar elkaar toe drijven en met elkaar in botsing komen, wordt er
lithosfeermateriaal gerecycleerd. Er moet hierbij een onderscheid gemaakt worden
tussen het botsen van twee oceanische platen, een oceanische en een continentale plaat
en twee continentale platen.

Twee oceanische platen
Wanneer twee oceanische platen tegen elkaar botsen, dan zullen lokale verschillen in
dichtheid bepalen welke van de twee platen onderduikt. Daar waar de ene plaat
onderduikt, ontstaat er een diepzeetrog, zoals de Marianentrog. Via spleten en breuken
in de aardkorst komt er magma aan de oppervlakte in deze troggen; er ontstaan
onderzeese vulkanen die kunnen uitgroeien tot vulkanische eilanden.

Figuur 122: Botsen van twee oceanische platen

Een oceanische en een continentale plaat

Wanneer een zware oceanische plaat botst tegen een lichte continentale plaat, duikt de
eerste onder de tweede en ontstaat er een subductiezone. In de oceaan zijn deze te
lokaliseren in de diepzeetroggen, zoals de Atacamatrog, waar een grote seismische
activiteit en explosief vulkanisme heerst, zoals bij The Ring of Fire. Deze explosiviteit

1 AA VS 1 218 © 2015 Arteveldehogeschool

wordt veroorzaakt door het feit dat er water mee onderduikt. De continentale plaat wordt
omhooggeduwd, waardoor er een kustgebergte ontstaat, zoals het Andesgebergte. Dit
alles gaat gepaard met vele aardbevingen.

Figuur 123: Botsen van een oceanische en continentale plaat

Twee continentale platen

Wanneer twee continentale platen naar elkaar toe bewegen en botsen, zullen opnieuw
lokale verschillen in dichtheid bepalen welke van de twee platen onderduikt. Hierbij
ontstaat er een geosyncline; dit is een lang en smal dalingsbekken langs twee breuken.
Dit dalingsbekken wordt opgevuld met afbraakmateriaal van de continentale omgeving,
en wordt door de aanhoudende druk van de naar elkaar toe bewegende platen geplooid
en opgeheven. Er ontstaat zo een reusachtige kreukelzone of plooiingsgebergte, zoals het
Himalayagebergte en de Alpen. In de diepere kreukelzone heerst een hoge temperatuur
en druk, en daar treedt metamorfose op.

Figuur 124: Botsen van twee continentale platen

Som de algemene gevolgen op van twee oceanische plaatsen, twee continentale plaatsen
en een oceanische en continentale plaat die botsen, en maak concreet door enkele
goedgekende voorbeelden.

Oceanisch- Oceanisch- Continentaal-
oceanisch continentaal continentaal

Gevolgen ……………………………….. ……………………………….. ………………………………..
……………………………….. ……………………………….. ………………………………..

Voorbeelden ……………………………….. ……………………………….. ………………………………..

1 AA VS 1 219 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2.2.3 Conservatieve of passieve plaatranden
Wanneer twee platen langs elkaar schuiven, wordt er geen korstmateriaal aangemaakt
en er verdwijnt ook geen materiaal. Er ontstaan wel breuken, transformbreuken
genaamd. Het langs elkaar schuiven van starre lithosfeerplaten gaat echter niet zonder
slag of stoot: deze plaatranden zijn seismisch zeer actief, maar worden niet gekenmerkt
door enige vulkanische activiteit. Aardbevingen zijn er echter wel schering en inslag. De
San Andreasbreuk in Californië is de bekendste plaats waar twee platen in tegengestelde
richting bewegen; de stad San Francisco ligt op deze breuk. Op deze wijze schilferen kleine
stukjes continentale plaat of terranes af van de grote continentale blokken.

Benoem op de onderstaande foto de cijfers 1, 2 en 3 aan de hand van de kaart.

Figuur 125: Langs elkaar schuiven van twee platen

4.2.2.2.4 Drieplatenpunt
Waar drie platen samenkomen, kunnen zich verschillende types van activiteit voordoen
al naargelang van de combinaties. Een voorbeeld van drie divergerende platen vinden we
in Eritrea, van drie convergente platen in Japan.

Het Middellandse Zeegebied en de vorming van de Alpen

Het terrane Adria botst tegen de Euraziatische plaat. De sedimentpakketten die zich in de
tussenliggende zee bevonden zijn bijeengeschoven. Dit is een continent-continent-collisie. De
totale verkorting bedraagt hier ongeveer 400 km en heeft geleid tot de vorming van de Alpiene
bergketen. In het oostelijk deel van de Middellandse zee bevinden zich de restanten van de
Thetys Oceaan. Ten zuiden van Kreta, Calabrië en Sicilië vindt actieve subductie plaats van de
Afrikaanse oceanische lithosfeer onder de Euraziatische continentale lithosfeer. Het
vulkanisme in de Egeïsche Zee, namelijk Santorini, en in Zuid-Italië met de Etna- en de
Stromboli-vulkaan zijn het gevolg. Hier heeft zich nog geen continent-continent-collisie
voorgedaan. In de westelijke Middellandse Zee is er jonge oceanische korst, minder dan 30
miljoen jaar oud, gevormd tussen Spanje en Corsica en tussen Sardinië en de teen van Italië.
Dit zijn de achterboogbekkens die ontstaan achter de westwaartse subductie van de oude
oceanische Afrikaanse lithosfeer onder de Euraziatische continentale lithosfeer. Omdat deze
westwaartse subductie zoals elders, oostwaarts terugschrijdt, verdunt de Euraziatische

1 AA VS 1 220 © 2015 Arteveldehogeschool

continentale korst, ze scheurt open en er vormt zich nieuwe oceanische korst. In het oostelijk
deel van de Middellandse Zee lag er 30 miljoen jaar geleden een gebergte waar nu de Egeïsche
Zee ligt. Dit gebergte verbond de Balkan met Turkije. De continentale korst is door de
onderliggende subductie zo verdund, opengetrokken en gebroken dat het gebergte
verbrokkeld en ineengestort is. De rek is hier nog niet zo ver gevorderd dat er nieuwe
oceanische korst gevormd is. Anatolië beweegt westwaarts t.o.v. de Euraziatische plaat langs
de Noord-Anatolische breuk. Dit is te wijten aan de druk van de noordwaarts opschuivende
Arabische plaat. Hier schuiven platen langs elkaar met een snelheid tot 30 mm per jaar. Zware
aardbevingen zijn het gevolg.

4.2.2.3 Cycli van platentektoniek
Plaattektonische bewegingen blijken zich te voltrekken in een cyclus, waarbij na een 400
miljoen jaar steeds opnieuw een supercontinent wordt gevormd.

Wilsoncyclus

Oceanen openen en sluiten zich cyclisch. Dit proces staat bekend als de Wilsoncyclus. De
cyclus start met het openscheuren van een continent langs een breuken- of riftsysteem,
d.i. de Oost-Afrikaanse Rift. Dit is de riftfase. Vaak wordt dit openscheuren, en dus het
ontstaan van een oceaan, geassocieerd met een continentaal gloeipunt boven de
opwellende tak van een mantelpluim. Boven het continentaal gloeipunt ontstaat een
riftster, bestaande uit drie riftsystemen op 120° van elkaar. Een voorbeeld is de
Afardriehoek in Eritrea, met de Golf van Aden, de Rode Zee en de Oost-Afrikaanse Rift als
drie riftarmen. Een riftster kan uitgroeien tot een drieplatenpunt, als de drie armen
uitgroeien tot een oceaan. Vaak valt de rifting in een van de armen stil en ontwikkelen
zich slechts twee armen tot een oceaan. De derde arm noemt dan een aulacogeen, zoals
de Centrale Noordzee. Op een bepaald ogenblik is de continentale lithosfeerplaat volledig
opengescheurd en wordt er nieuwe oceanische korst gevormd, zoals de huidige Rode Zee.
Deze fase wordt de driftfase genoemd; een nieuwe oceaan is geboren. Hier treffen we
vulkanen en aardbevingen aan en uitvloeiingsgesteenten. Op de oceaanbodem worden
intussen dikke pakketten sedimenten afgezet: afzettingsgesteenten. Ten gevolge van de
spreidingsactiviteit bij de oceaanrug, zoals de Atlantische Oceaan, zal deze oceaan groter
worden. Langs beide passieve continentranden accumuleren intussen enorme pakketten
sedimenten. Op een bepaald ogenblik wijzigt de plaattektonische configuratie. De
spreidingsactiviteit kan stilvallen en de oceanische rug wordt inactief. Ook kan de
oceanische korst breken, waardoor er een subductiezone ontstaat. De convergentiefase
begint dan. Deze subductiezone kan zich in de oceaan vormen; dan ontstaat een
vulkanische eilandboog, zoals de Filippijnen en Indonesië. De subductiezone kan zich ook
vormen langs een continentale rand, waarbij een plooiingsgebergte ontstaat, uit
metamorfe gesteenten en doorspekt met vulkanen. De Andes is hiervan een voorbeeld.
Geleidelijk aan wordt de oceanische lithosfeer, die bedekt is met sedimenten,
geconsumeerd: licht materiaal wordt afgeschraapt en geplooid, zware oceanische korst
duikt onder, smelt en vormt vulkanen. Ook hier komen zowel diepte- als uitvloeiings-
gesteenten voor. Zo naderen de twee continentale massa’s elkaar, zoals Zuidoost-Azië.
De sluiting van de oceaan begint wanneer de uitstekende delen van de continenten met
hun geaccumuleerde sedimentpakketten elkaar raken, zoals bij de Middellandse Zee. De

1 AA VS 1 221 © 2015 Arteveldehogeschool

collisiefase treedt aan. Finaal botsten de twee continentale massa’s met elkaar en er
vormt zich een uitgestrekt plooiingsgebergte, namelijk de Alpen en de Himalaya met
metamorfe gesteenten. Juist ter hoogte van dit litteken zullen de samengesmolten
continenten terug uiteenscheuren bij de aanvang van een nieuwe Wilsoncyclus.

Voorzie op de volgende figuur elke fase van de Wilsoncyclus van een woordje uitleg.

Figuur 126: Wilsoncyclus

Accretietektoniek

Het denkmodel van de Wilsoncyclus volstaat niet helemaal om de structuur van de
lithosfeerplaten volledig te kunnen begrijpen. Vaak vindt men op de continentale blokken
gebieden terug die niet bij elkaar horen. Deze fragmenten continentaal materiaal blijken
snippers te zijn afkomstig van andere continentale blokken. Deze snippers zijn bekend
geworden als exotic terranes. Dit alles wordt verklaard doordat de continentale plaat licht
en broos is. Wanneer ergens een stuk afbreekt en wegdrijft, zal het bij een botsing niet in
subductie gaan maar aanmeren aan het nieuwe continent. In het geologisch verhaal van
de Ardennen heeft een dergelijk terrane, namelijk Avalonië, een belangrijke rol gespeeld.
Het verhaal van de Alpen is ook door een dergelijk terrane beïnvloed.

1 AA VS 1 222 © 2015 Arteveldehogeschool

Supercontinentencyclus

Naast de Wilsoncyclus, het leven en dood van een oceaan, kent de plaattektonische
activiteit nog een tweede, meer grootschalige cyclus. Op geregelde tijdstippen in de
geologische geschiedenis smelten alle continenten samen tot één groot supercontinent.
Deze cyclus duurt ongeveer 400 miljoen jaar. Zo kwam Pangea als supercontinent tot
stand 250 miljoen jaar geleden. In het Precambrium, 1 miljard jaar geleden, bestond
eveneens zo’n supercontinent, namelijk Rodinia. Binnen 250 miljoen jaar zal de Stille
Oceaan gesloten zijn en zal zich weer een supercontinent vormen, namelijk Amasia. Meen
neemt aan dat onder een supercontinent zich heel veel (te veel) warmte accumuleert,
zodat het onvermijdelijk weer uiteen zal vallen en dan kan de cyclus weer herbeginnen.

4.2.2.4 Gevolgen van platentektoniek

4.2.2.4.1 Hotspots

Leg aan de hand van de volgende figuren de gevolgen van een hotspot onder een
continentale en oceanische plaat uit. Geef voor elk een voorbeeld.

Onder een oceanische plaat

Wanneer een hotspot zich onder een oceanische plaat bevindt waar geen midoceanische
rug is, smelt die een opening door deze dunnere plaat en vormt er zich een vulkaan op de
abyssale vlakte. Omdat de plaat boven de hot spot verder schuift, wordt steeds een
nieuwe opening gesmolten en vormt er zich een rij vulkanen waarvan alleen de laatste
actief blijft. Een voorbeeld van dergelijke hotspot onder een transportband is Hawaï.

Figuur 127: Hotspot onder een oceanische plaat

Onder een continentale plaat

Een hotspot onder een continentale plaat breekt deze niet altijd, bijvoorbeeld omdat de
plaat te snel over de hot spot schuift, waardoor steeds opnieuw een dikke laag lithosfeer
aangevoerd wordt. Volumes magma smelten zichzelf een weg naar boven en zorgen door
hun aanwezigheid op geringe diepte voor vulkanische verschijnselen en kleinere breuken.
Een voorbeeld van dergelijke sputterende hotspot is Yellowstone.

1 AA VS 1 223 © 2015 Arteveldehogeschool

Figuur 128: Hotspot onder een continentale plaat

4.2.2.4.2 Aardbevingen
Een aardbeving is een plotse schok in de lithosfeer, als gevolg van het plotseling vrijkomen
van een grote hoeveelheid energie die in het gesteente was opgeslagen. De trillingen die
door deze schok ontstaan, kunnen door seismografen gemeten worden.

De sterkte van een aardbeving kan weergegeven worden door de schaal van Richter of de
schaal van Mercalli. De Richterschaal is een magnitudeschaal en geeft de maximale
energie weer die bij een aardbeving vrijkomt. De Mercallischaal informeert over de
intensiteit van de beving volgens de versnelling die voorwerpen in het aardbevingsgebied
ondervinden. De grootte van deze versnelling is bepalend voor de aangerichte schade. Uit
de waarneming van de schade bepaalt men de sterkte van de beving.

Schaal van Richter en schaal van Mercalli: twee manieren om aardbevingen te meten

De Richterschaal dankt haar naam aan Charles Richter, die ze in 1935 als jonge onderzoeker
opstelde. Ze is, net als de decibelschaal, logaritmisch. Ze meet dus niet lineair, maar
exponentieel. Zeven is dan niet zes plus een, maar zes maal tien, en acht is zeven maal tien.
Richter slaagde er als eerste in de kracht die seismometers op verschillende plaatsen voelden,
om te rekenen naar de kracht de vrijkwam in het centrum van de aardbeving (hypocentrum).
Voor hem kon men niet echt bepalen waar dat centrum lag, laat staan wat er daar gebeurd
was. De bescheiden Richter is er nooit mee akkoord gegaan dat de schaal naar hem werd
genoemd. En hoewel hij veel heeft gedaan aan het begrip van aardbevingsmechanismen, vond
hij dat we nog veel te weinig weten om ze te kunnen voorspellen. Voorspellen was voor hem
een schuttingwoord. Al snel overvleugelde zijn schaal de oude, empirische schaal van Mercalli.
Die zegt niets over de vrijkomende energie, maar kijkt naar de effecten. Dezelfde schok op
grote diepte (hypocentrum) heeft immers minder gevolgen dan wanneer hij dicht bij de
oppervlakte ontstaat (epicentrum). Niet-seismologen hebben dus meer aan de Mercalli-
schaal. De aloude windschaal van Beaufort is ook zo'n empirische schaal, die het gedrag van
zeilschepen in twaalf klassen indeelt, en niets zegt over de windsnelheden. Bij Beaufort is de
omrekening naar windsnelheid vlot te doen, maar Mercalli en Richter kunnen niet echt naar
elkaar omgerekend worden, omdat de gevolgen van een aardschok afhangen van de
omstandigheden ter plaatse. Mercalli gaat van I tot XII, waarbij IV betekent dat de kadertjes
aan de muur licht slingeren, VII dat schoorstenen omvallen en muren scheuren, XI dat zelfs
treinsporen volledig verwrongen worden.

1 AA VS 1 224 © 2015 Arteveldehogeschool

Aardbevingen kunnen het resultaat zijn van diverse activiteiten:

Inslag van meteorieten.
Ondergrondse instortingen in grotten: Dit zijn doorgaans zwakke aardschokken die
beperkt blijven tot het gebied zelf.
Vulkanische activiteit: Deze bevingen zijn eerder zwak en plaatselijk. Ze komen voor
bij explosieve vulkaanuitbarstingen, wanneer magma zich krachtig een weg baant
vanuit de mantel naar de magmakamer in de aardkorst. In de omgevende
gesteentelagen ontstaan echter geen breukvlakken.
Tektonische krachten: Dit zijn de sterke aardbevingen die vaak op grote afstand
voelbaar zijn en vaak catastrofale gevolgen hebben. Vooral deze aardbevingen zijn bij
de studie van het mechanisme van de beweging van de lithosfeerplaten relevant. De
spanningen in het gesteente worden veroorzaakt door grote krachten diep in de
aarde. Deze spanningen veroorzaken op hun beurt vervormingen. Door de
aanhoudende spanning bouwt zich steeds meer vervorming op tot de breeksterkte van
het gesteente wordt overschreden. De vervorming van het gesteente komt vrij als
bewegingsenergie (seismische trillingen), waardoor gesteenteblokken verschoven
worden. De verschuiving langs het breukvlak kan verticaal, horizontaal of beide zijn.
Dit broze gedrag van gesteenten geldt alleen voor gesteenten die zich elastisch

1 AA VS 1 225 © 2015 Arteveldehogeschool

gedragen namelijk voor het gesteente dicht onder het aardoppervlak. Dieper in de
aarde zijn temperatuur en druk hoger, waardoor het gesteente zich meer plastisch
gedraagt. De diepe aardbevingen worden niet veroorzaakt door breuken maar door
plooiingen en overschuivingen op grote diepte. Zulke aardbevingen in diepliggende
plooien veroorzaken geen zichtbare verschuivingen aan het aardoppervlak. Het punt
in de aarde van waaruit de seismische trillingen ontstaan, heet het hypocentrum of
haard van de aardbeving. Recht boven het hypocentrum bevindt aan het
aardoppervlak het epicentrum. Hypocentra kunnen op alle mogelijke dieptes
voorkomen: tot 700 km diepte. Dit diepteverloop is te associëren met de Benioffzone;
dit is de subductiezone waar de ene lithosfeerplaat onder de andere duikt. Langs deze
zone stapelt de spanning zich op, wat uiteindelijk resulteert in aardbevingen.
Menselijke activiteiten, zoals ondergrondse mijninstortingen, olie- en gaswinning,
atoomproeven, e.d.

De effecten van aardbevingen zijn:

Schade: Bewegingen van de grond veroorzaken schade aan gebouwen, instorting van
bouwconstructies, brand door vernielingen van gas-, water- en elektriciteitsleidingen
en grote grondverschuivingen.
Naschokken: Naschokken zijn kleine, zwakkere bevingen die volgen op de
hoofdbeving, tot soms duizenden en gedurende maanden. Toch kunnen ze
aanzienlijke schade veroorzaken.
Tsunami’s: Tsunami’s zijn grote, energierijke vloedgolven tot 15 à 30 m die ontstaan
als het epicentrum van de aardbeving zich op zee bevindt. Kustgebieden van de Stille
Oceaan zijn al vaak door dit natuurfenomeen getroffen.

Figuur 129: Ontstaan van een tsunami

Volgende begrippen kan je voortaan in eigen worden uitleggen: epicentrum,
hypocentrum, volumegolven, schaal van Richter, schaal van Mercalli, naschokken,
tsunami’s.

1 AA VS 1 226 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2.4.3 Vulkanisme
De vulkanische producten bouwen mee de aardkorst op. Gewoonlijk komen bij
vulkaanuitbarstingen drie soorten producten vrij:

Vloeibaar, uitvloeiend materiaal: Het uitvloeiend magma wordt lava genoemd. De
vloeibaarheid van lava hangt af van de samenstelling en de temperatuur ervan. Hoe
hoger de temperatuur, die kan oplopen tot 800 à 1150 °C, hoe vloeibaarder de lava is.
Naar samenstelling kan men de lava’s opdelen in basische en zure lava’s:
─ Het basaltisch magma vloeit uit als basisch of mafisch lava: arm aan silicium, maar

rijk aan ijzer. Door de lage viscositeit is de lava goed vloeibaar zodat dergelijke
vulkanen rustig uitvloeien. Bovendien bevat dit magma weinig opgeloste gassen;
een eruptie van een basische vulkaan is dus vaak weinig explosief. De lava kan wel
langere afstanden afleggen en stroomt sneller dan zure lava.
─ Het andesitische magma levert een zuur of felsisch lava: het is rijk aan silicium en
bevat minder ijzer. Dit lava is zeer visceus of stroperig, waardoor het de kratermond
maar moeilijk kan verlaten of zelfs kan doen verstoppen, en dit lava heeft een hoog
gehalte aan opgeloste gassen. De ontgassing bij de vulkaanuitbarsting is dus
explosief; zure vulkanen kennen dus explosieve erupties. Eenmaal aan de
oppervlakte stolt het lava relatief snel en stroomt het niet al te snel. Soms worden
ook scoriae of slakken gevormd uit zeer poreuze silikaatmassa die bijzonder snel
gestold zijn tijdens de ontgassing. Het materiaal werd daardoor niet verpulverd.

Pyroklastica : Dit omvat al het materiaal dat in vaste of vloeibare toestand door de
vulkaan wordt uitgeworpen. Dit kunnen druppels of klodders vloeibare lava zijn,
stukken van de kraterwand of brokken nevengesteente die door het magma zijn
losgemaakt van de wanden van de toevoerkanalen. Soms worden ze ook benoemd als
efflata of ejectamenta. Pyroklastica kunnen naar grootte ingedeeld worden in:
─ Vulkanische bommen (groter dan 64 mm): Deze bommen ontstaan uit gestolde

lavaklodders die door de beweging in de lucht een peervormig of gedraaid uitzicht
krijgen. Soms vertonen ze een gebarsten korst als gevolg van ontsnappend gas
tijdens de verdere afkoeling en stolling van de kern. Men noemt ze in dat geval
broodkorstbommen.
─ Lapilli (tussen de 64 en 2 mm): Lapilli hebben meestal de grootte van een erwt of
een noot.
─ Vulkanisch as (kleiner dan 2 mm): Dit is fijn verstoven magma dat hoog in de lucht,
soms tot in de stratosfeer, wordt geblazen en door de wind over zeer grote afstand
kan vervoerd worden. Verharde as wordt tuf of tufsteen genoemd.
De verspreiding van de pyroklastica rond het eruptiepunt weerspiegelt de
korrelgrootte. De grootste stukken komen in de onmiddellijke nabijheid van de krater
terecht. De lapilli kunnen tientallen km verder getransporteerd worden. De
vulkanische as komt hoog in de atmosfeer terecht en kan er soms jarenlang in blijven
zweven. Veelal bestaat een aanzienlijk deel van de lapilli en de bommen uit puimsteen,
een sponsachtig gesteente lichter dan water dat ontstaat bij hevige ontgassing van
relatief kwartsrijk magma.

1 AA VS 1 227 © 2015 Arteveldehogeschool

Vulkanische gassen: Tijdens en na de eruptie komen veelal enorme hoeveelheden
gassen vrij als gigantische rookkolommen van soms meerdere kilometers hoogte. Veel
van de gassen zijn onder hoge druk en temperatuur in het magma opgelost, waaruit
ze bij afkoeling vrijkomen. Zij leveren trouwens de nodige gasdruk om het materiaal
naar buiten te slingeren.

Naar vorm van de vulkaan onderscheidt men ook drie soorten vulkanen:

Schildvulkanen zijn gevormd door basisch lava dat ver kan uitstromen, waardoor de
vulkanen gekenmerkt worden door een brede basis en langzaam oplopende, flauwe
hellingen. De grootste vulkanen op aarde zijn van dit type.

Bv. ………………………………………………………………………………………………………………………………

Kegelvulkanen ontstaan als gruis, puin en veelal kleine rotsblokken die door de
vulkanische opening worden uitgeworpen en zich daaromheen ophopen. Hierdoor
ontstaat er een kegel met in het midden een krater.

Bv. ………………………………………………………………………………………………………………………………

Stratovulkanen zijn het tegenovergestelde van schildvulkanen. De lava die uit dit type
vulkaan komt is veel viskeuzer en dus zuurder van samenstelling en taaier dan de lava
geproduceerd door schildvulkanen. Daardoor kan de lava niet ver uitstromen. De lava
hoopt zich als het ware op waardoor de vulkaan heel steile wanden vormt.

Bv. ………………………………………………………………………………………………………………………………

Voorzie op de stippellijnen hierboven elke vulkaanvorm van een voorbeeld.

De schade en vooral het aantal slachtoffers bij catastrofale vulkaanuitbarstingen is via
diverse media goed gekend.

Vulkanisme heeft voor miljoenen mensen echter ook positieve gevolgen. Verweerde
lavagronden zijn namelijk zeer vruchtbare landbouwgronden. Grote gebieden met
vulkanische bodem worden overal ter wereld intensief voor landbouw gebruikt,
bijvoorbeeld de hellingen op de Etna, het Dekanplateau, de landbouwgronden op Java,
e.d. Vulkanische gebieden hebben ook extra mogelijkheden op het gebied van
geothermische energie. Daarenboven worden vaak ook kostbare mineralen gevormd bij
vulkanische activiteit. Zo is de diamantmijn van Kimberley in Zuid-Afrika een oude
vulkaanpijp. Rond vulkanen komen vaak ook belangrijke zwavel- en kwikafzettingen voor.

Volgende begrippen kan je voortaan in eigen worden uitleggen: schildvulkaan,
kegelvulkaan, stratovulkaan, krater, magma, lava, pyroklastica, caldera, maar en tefra.

1 AA VS 1 228 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2.4.4 Breuken
Breuken zijn vlakken waarlangs de samenhang van een gesteente verloren is gegaan. Dit
gebeurt meestal wanneer weinig vervormbare gesteenten onderhevig zijn aan sterke
druk- of rekspanningen, bijvoorbeeld als gevolg van drukontlasting bij gebergtevorming.

Een diaklaas is een breuk waarbij de twee gesteentemassa’s aan weerszijden van het
breukvlak slechts in beperkte mate ten opzichte van elkaar zijn verschoven. Diaklazen zijn
eigenlijk scheuren in het gesteente en vormen een gezamenlijk netwerk. Zo ontstaan
krimpscheuren als gevolg van volumevermindering of rekspanning van het gesteente zelf,
zoals bij de uitdroging van klei of bij de afkoeling van lava. Zo ontstaan zeszijdige zuilen bij
basalt. Diaklazen kunnen ook het gevolg zijn van tektonische bewegingen.
Drukspanningen vormen veelal netwerken van twee of meer elkaar snijdende richtingen.

Een verschuiving of breuk sensu strictu komt voor als de gesteentemassa’s langs een
breukvlak duidelijk ten opzichte van elkaar verplaatst zijn. Als een gesteente heel snel
onder spanning wordt gezet, zal het eerder breken dan buigen. Breukvorming gebeurt
meestal dicht bij het aardoppervlak. De verplaatsing langs de breuk kan variëren van
enkele centimeters tot honderden kilometers. Breuken worden verder onderverdeeld op
basis van de richting van de verplaatsing en de stand van het breukvlak:

Schuine breuken
─ Bij een afschuiving helt het breukvlak in de richting van het gedaalde blok. Het

bedrag van de verplaatsing is de spronghoogte. De afschuiving kan veroorzaakt
worden door verticale drukspanning of door horizontale rekspanning.
─ Bij een opschuiving helt het breukvlak in de richting van het gerezen blok. Ook hier
kan men de spronghoogte bepalen. Een opschuiving kan veroorzaakt worden door
horizontale drukspanning. Een overschuiving is een opschuiving waarbij de
hellingshoek van het breukvlak zeer klein is, soms maar enkele graden. Dit komt
vaak voor in gebergten, waar een gesteenteblok dat bovenop het
overschuivingsvlak ligt, over meerdere kilometers verplaatst is ten opzichte van de
onderliggende gesteentemassa.

Verticale of horizontale breuken: Bij deze breuken gebeuren de verschuivingen
respectievelijk in verticale of horizontale richting. In tektonisch gestoorde gebieden
komen naast enkelvoudige breuken ook trapbreuken voor. Hierbij liggen meerdere
breuken parallel naast elkaar. Andere verticale of horizontale breuken zijn:
─ Een slenk of grabe is een ingestorte gesteentemassa tussen twee evenwijdig aan

elkaar lopende afschuivingen.
─ Een rift is een slenk die samenhangt met een spreidingscentrum, bijvoorbeeld in

mid-oceanische ruggen of in een continent.
─ Een horst is een opgeschoven gesteenteblok, waardoor ze hoger ligt dan de

omgeving. Enkele gebergteketens zijn aldus gevormd.

De Boven-Rijnvlakte is een mooi voorbeeld van een slenk, ingesloten tussen de horsten
van de Vogezen en het Zwarte Woud.

1 AA VS 1 229 © 2015 Arteveldehogeschool

4.2.2.4.5 Plooiingen en gebergtevorming
Plooien zijn vervormingen waarbij gesteentelagen zijn verbogen zonder dat de
samenhang van de lagen verbroken wordt. Plooistructuren zijn vaak zichtbaar in
ontsluitingen langs wegen, vooral in Hoog-België, in aanzichten van gebergten, in
groeven, e.d. In vele gevallen echter zijn ze niet direct zichtbaar doordat ze bijvoorbeeld
met vegetatie zijn bedekt.

De aanwezigheid van plooien in een gesteente veronderstelt dat de gesteenten zich
plastisch gedragen t.o.v. de vervormende kracht, in tegenstelling tot de elastische
vervorming of breukvorming. Die plasticiteit kan maar bereikt worden bij verhoogde
temperatuur en druk. Door een horizontale kracht worden de lagen bijeengeschoven,
zoals rimpels in een tafelkleed.

Een plooiing bestaat uit verschillende elementen:

De as van een plooi is de lijn waarlangs een gesteentelaag geplooid werd.
De scharnier is het punt van de sterkste kromming van de plooi.
De flank van een plooi is de zijvleugel tussen twee scharnieren in.
Het assenvlak is het vlak door de scharnierlijnen van de opeenvolgende laagvlakken.
De naar boven en beneden gesloten delen van een plooi heten respectievelijk antiform
en synform.
Bij een anticline (anticlinale) divergeren de 2 flanken vanaf de as. Ze geven de lagen
een bolle vorm. Er is een opwaartse plooi gevormd. Bij een anticline zijn de lagen in de
kern van de plooi ouder dan in de flanken.
Bij een syncline (synclinale) hebben de lagen een holle vorm en convergeren de 2
flanken naar de as toe. Bij een syncline zijn ze jonger dan in de flanken.
Heuvelkammen en valleien in een landschap zijn echter niet noodzakelijk anticlinen of
synclinen. Heuvelkammen en valleien ontstaan vrijwel altijd ten gevolge van erosie.
Waar echter de topografie van het oppervlak evenwijdig loopt met de plooistructuur
van de onderliggende gesteenten spreekt men van een conform reliëf zoals in de
Condroz.

Van geplooide lagen wordt de helling en de strekking bepaald worden:

De helling is de hoek die de laag maakt met het horizontale vlak.
De strekking, of de richting, is de hoek die een horizontale in het laagvlak maakt met
de noordrichting. Op geologische kaarten worden beide grootheden door een teken
aangeduid.

Naargelang de stand van het assenvlak worden meerdere plooiingen onderscheiden:
rechte, scheve, overhellende, liggende, symmetrische, asymmetrische, e.d.

In geplooide gebieden vormen meerdere plooiingen naast elkaar een plooibundel. Bij een
synclinorium, zoals het Synclinorium van Dinant, zijn talrijke kleine plooien op één grote
syncline gesuperposeerd. Naar analogie kan men ook spreken van een anticlinorium.

1 AA VS 1 230 © 2015 Arteveldehogeschool

Plooien en overschuivingen leiden tot dekbladen. Meestal hangen overschuivingen met
plooiingen samen. Een liggende plooi wordt door de druk uit één richting verder
omgeworpen. De middenvleugel wordt verder uitgerokken en gaat uiteindelijk breken.
Langs de breuk schuift het gesteentepakket, onder invloed van de zijdelingse druk, verder
door. Een gesteentemassa die over minimum 5 km is doorgeschoven langs zo’n
overschuivingsvlak noemt men een dekblad. In de geologische structuur van ons land is
de Midi-overschuiving een voorbeeld van hoger beschreven fenomeen. De noordelijke
vleugel van de Syncline van Dinant schoof langs dit breukvlak op de Syncline van Namen.
De zuidelijke flank van deze laatste zit dus onder de noordelijke flank van de eerste
begraven eenheid. De overschuiving zou minstens 16 km hebben bedragen. Het venster
van Theux, een venster doorheen het dekblad, en het venster van Landelies, een venster
doorheen een grote overschuivingsschub, zijn andere voorbeelden van tektonische
verschijnselen in ons land. Jonge gebergten als Alpen en Pyreneeën zijn grotendeels uit
dekbladen opgebouwd, waarbij de normale plooistructuur sterk verstoord is. In de
ingewikkelde dekbladenstructuur van de Alpen onderscheidt men drie groepen
dekbladen, zijnde de Helvitiden, de Penniden en de Austriden.

4.3 Gesteenten

4.3.1 Inleiding

Er is een verband tussen de platentektoniek en de verspreiding van gesteenten die aan
het aardoppervlak voorkomen. In een riftzone, bijvoorbeeld boven een hotspot, zullen er
stollingsgesteenten aan het oppervlak liggen. De continentale plaat schuift daar immers
uiteen, en dit gaat gepaard met aardbevingen en rustig vulkanisme. Hoe dichter men naar
het continent gaat, hoe dikker de laag sedimentgesteenten zal zijn. Bij een afbrekende
rand, bijvoorbeeld waar twee continentale platen botsen of waar een zware oceanische
korst onder een lichte continentale korst schuift, worden de afzettingsgesteenten
afgeschraapt en geplooid, gebroken en hersmolten onder hoge druk en dito temperatuur.
Er vormt zich dus een plooiingsgebergte met metamorfe gesteenten. De onderduikende
oceanische korst smelt en baant zich een weg doorheen het gebergte, en doet deze
gesteenten mee smelten. Zo ontstaat hier aardbevingen en explosief vulkanisme en dus
opnieuw stollingsgesteenten. Wanneer twee oceanische platen botsen en wanneer de
platen smelten, zullen opnieuw vooral stollingsgesteenten aan het oppervlak liggen.

Figuur 130: Verband tussen platentektoniek en gesteenten

1 AA VS 1 231 © 2015 Arteveldehogeschool

De vorming van ertsen

De vorming van ertsen hangt nauw samen met de vorming van gesteenten. Er zijn immers
bijzondere condities die leiden tot de vorming van waardevolle delfstoffen.
Stollingsgesteenten geven aanleiding tot de vorming van heel wat ertsen. Als magma stolt,
gaan de verschillende mineralen zich groeperen tot gesteenten. Bij stolling in
dieptegesteenten gaan veel metallische elementen zich concentreren in een restsmelt. Hierbij
vormt zich chroom, vanadium, nikkel, koper, kobalt en platina. Bij het uitkristalliseren in fijne
gangen en aders (hydrothermale aders) vormen zich gesteenten met een hoog gehalte aan
metalen: hier ontstaan koper, lood, zink, molybdeen, tin, goud en zilver. Diamant wordt
gewonnen in oude vulkaanpijpen.
Metamorfe gesteenten kunnen ook waardevolle metalen en ertsen dragen, als er bij
contactmetamorfisme uitwisseling van mineralen is tussen het opstijgend en indringend
magma en de omgevende, metamorfoserende gesteenten. Koper, tin, lood, zink, goud en
zilver worden hier gevormd. Bij regionaal metamorfisme vinden we ondermeer goud, koper,
talk, en asbest terug.
Afzettingsgesteenten zijn vindplaatsen van olie, steenkool, aardgas, zout, fosfaat en gips.
Soms ook worden onder speciale omstandigheden waardevolle materialen afgezet die
afkomstig zijn uit zones met stollingsgesteenten en metamorfe gesteenten. Bekend zijn
ondermeer de sedimentaire goudafzettingen, platina, diamant en tin. Sedimentair ijzererts
werd ondermeer ontgonnen in Lotharingen.

4.3.2 Mineralen25

Een mineraal is een natuurlijk voorkomende, inorganische, vaste stof met een
welbepaalde chemische samenstelling, een kristallijne structuur en een aantal
karakteristieke fysische eigenschappen. Gesteenten zijn in essentie aggregaten van een
of meerdere mineralen waarbij slechts een beperkt aantal mineraalassociaties veelvuldig
voorkomen.

4.3.2.1 Eigenschappen van mineralen
Wil men gesteenten kunnen herkennen is het goed eerst inzicht te krijgen in de fysische
eigenschappen van mineralen, die gebruikt kunnen worden als determinatiekenmerken.
Deze eigenschappen zijn de kleur, de streek, de glans, de hardheid, de densiteit, de vorm,
splijting of breuk, en de zuurtest.

Kleur: De kleur is de meest in het oog springende en eerst geobserveerde eigenschap
van ene mineraal. De kleur ontstaat door een interactie van elektromagnetische
straling met elektronen in het atoom waaruit het mineraal is opgebouwd; de kleur
wordt dus kristalchemisch bepaald en zodus hebben de meeste mineralen een vaste
kleur. Malachiet is bijvoorbeeld steeds groen. Bij sommige mineralen verdwijnt de
echte kleur echter vrij vlug aan het oppervlak door oxidatieverschijnselen; de
oxidatiekleuren zijn dikwijls uiteenlopend. Ook kunnen kleurloze mineralen zoals
kwarts door onzuiverheid tot een bepaalde kleur hebben, zoals melkkwarts en
rookkwarts.

Streek: De kleur van sommige mineralen is oa. door oxidatieverschijnselen zeer
variabel. De kleur van het fijn verpulverde of vergruisde materiaal (d.i. streek of streep)
is in zulke gevallen meestal veel stabieler. Deze kleur is soms verschillend van de kleur

25Bron: naar (Muchez, 2014)

1 AA VS 1 232 © 2015 Arteveldehogeschool

van het mineraal. Zo heeft het gele pyriet een donkerbruine tot zwarte streep en zwart
hematiet heeft een roodbruine streep. Om verpulverd te worden, moet het mineraal
gekrast worden op een niet geglazuurd porseleinen plaatje. Dit plaatje heeft een
hardheid van 6,5-7 op de Schaal van Mohs en kan bijgevolg enkel gebruikt worden bij
mineralen met een lagere hardheid.

Glans: De glans of de schijn op een mineraal ontstaat doordat een deel van het
invallend licht gereflecteerd of verspreid wordt op het mineraaloppervlak. De twee
grote onderverdelingen voor de glas zijn metallisch, zoals bij galeniet, pyriet of
hematiet, en niet-metallisch. In deze laatste groep onderscheidt men oa. de glasglans,
zoals bij kwarts, de vetglans, zoals bij sfaleriet, en tenslotte de zijdeglas, zoals bij gips.
Mineralen waarvan de glas noch duidelijk metallisch noch duidelijk niet-metallisch is,
hebben een submetallische glans.

Hardheid: De hardheid is de weerstand die een effen vlak van een mineraal biedt tegen
krassen. De mate van hardheid is afhankelijk van de chemische eigenschappen van het
mineraal en wordt bepaald door het gemak of de moeite waarmee een mineraal kan
gekrast worden, met behulp van andere mineralen. Deze hardheid van een mineraal
wordt bepaald in relatie tot de hardheidsschaal van Mohs, waarin tien
referentiemineralen volgens toenemende hardheid gerangschikt zijn: 1 talk, 2 gips
(vingernagel), 3 calciet (koperen munt), 4 fluoriet, 5 apatiet (zakmes), 6 orthoklaas
(vensterglas), 7 kwarts, 8 topaas, 9 korund en 10 diamant. Deze mineralen worden
gebruikt om een kras te maken het mineraal waarvan de hardheid dient bepaald te
worden.

Densiteit: De densiteit of dichtheid van een mineraal hangt af van de atomen waaruit
het mineraal is opgebouwd en van de wijze waarop deze atomen gestapeld zijn. De
densiteit van mineralen wordt in eerste instantie meestal geschat, door beroep te
doen op de ervaring of op de vergelijking met gekende mineralen. De densiteit kan
variëren van zeer licht (1,5) tot zeer zwaar (20). Bij de meeste niet-metallische
mineralen ligt de dichtheid echter rond 2,65 en bij metallische mineralen is dit
gemiddelde 4 tot 5. Galeniet is duidelijk zwaarder, met een densiteit van 7,5.

Kristalvorm: De vorm of habitus van enkelvoudige mineralen, alsook de wijze waarop
kristallen vergroeien in kristalaggregaten, zijn van belang voor het herkennen van
bepaalde mineralen. Typische beschrijvende termen voor kristalvormen zijn ‘bladerig’,
zoals bij sommige vormen van hematiet, ‘prismatisch’, zoals bij kwarts, of ‘kubisch’
zoals bij pyriet. Sommige mineralen komen bijna steeds onder dezelfde kristalvorm
voor, terwijl andere verschillende vormen kunnen aannemen, zoals calciet.

Splijting of breukvlak: Splijting is de neiging van mineralen om parallel aan bepaalde
kristalvlakken te breken. Sommige mineralen hebben een zeer duidelijke splijting,
terwijl andere een zwakke of helemaal geen splijting vertonen. Veel voorkomende
splijtingen zijn ‘rhomboëdrisch’ (zesvlakkige lichamen), zoals bij calciet, ‘kubisch’ zoals
bij galeniet, of ‘basaal’ zoals mica’s die zeer goed splijting. Mineralen die geen

1 AA VS 1 233 © 2015 Arteveldehogeschool

voorkeursrichting hebben om te splijten, breken. Een typische wijze om te breken, is
‘schelpvormig’, zoals bij kwarts en obsidiaan.

4.3.2.2 Indeling van mineralen

4.3.2.2.1 Sulfiden
Dit is een zeer belangrijke groep van mineralen waartoe de meeste ertsmineralen
behoren. Sulfiden zijn meestal ondoorzichtig met opvallende kleuren en een
karakteristieke streek. Enkele voorbeelden zijn:

Galeniet: Galeniet is een belangrijk looderts, gebruikt in oplaadbare batterijen, glas,
porselein, koelmiddel en als soldeerverbinding. Galeniet wordt vooral herkend op
basis van de specifieke kleur en streek, de hoge densiteit, de lage hardheid en de
kubische kristallen.

Pyriet: Pyriet is een belangrijke bron voor de productie van zwavelzuur. Pyriet heeft
een kubische kristalstructuur, met gestreepte kristalvlakken, en heeft een bronsgelige
kleur op verse breukvlakken, een relatief hoge hardheid en een donkere streek.

4.3.2.2.2 Oxiden en hydroxen
De oxiden zijn een groep vrij harde en dense mineralen die meestal accessorisch
voorkomen in magmatische en metamorfe gesteenten, of die als resistente detrietische
korrels in sedimentaire gesteenten teruggevonden worden. Hydroxiden hebbeni n het
algemeen lagere densiteiten en hardheden, en worden voornamelijk gevonden als
omzettings- en verweringsproducten. Een voorbeeld is:

Hematiet: Hematiet is het belangrijkste ijzererts voor de staalindustrie en vindt
toepassingen in auto’s, schepen en grote infrastructuurwerken. Het mineraal heet een
rode tot roodbruine streek; de kleur, hardheid en densiteit zijn variabel.

4.3.2.2.3 Carbonaten en sulfaten
Voorbeelden van dergelijke mineralen zijn:

Calciet: Dit is een zeer veel voorkomend mineraal met een typisch rhomboëdrische
splijting. Calciet is meestal wit of kleurloos en bruist op met HCl. Het is een
gesteentevormend mineraal in de gesteenten kalksteen, krijt, marmer en travertijn,
en wordt vooral gebruikt in de cementindustrie en chemische industrie.

Gips: Gips is een veel voorkomend mineraal in sedimentaire gesteenten. Het mineraal
is massief, vezelig en heeft een lange densiteit. Het kan gekrast worden met een
vingernagel. Het mineraal wordt vooral gebruikt in de bouwindustrie en in de
medische sector.

4.3.2.2.4 Silicaten
De silicaten zijn de belangrijkste mineralengroep. De aardkorst is immers uit meer dan
90% uit silicaten opgebouwd. Voorbeelden zijn:

1 AA VS 1 234 © 2015 Arteveldehogeschool

Mica’s: De micagroep heeft als belangrijkste mineralen het donkere biotiet en het
bleke muscoviet. Typisch voor deze mineralen is de uitgesproken bladerige splijting.
Mica’s worden gebruikt als isolatiemateriaal en als venster voor kachels.

Kwarts: Kwarts is een van de meest voorkomende mineralen. Typisch is de hardheid,
de schelpvormige breuk en de aanwezigheid van prismatische kristallen. De kleur
varieert zeer sterk; elke kleurvariëteit heeft zijn eigen naam, zoals bergkristal
(kleurloos), amethist (paars), roze kwarts (roze), etc. Kwarts wordt zeer veel en voor
verschillende doeleinden gebruikt: halfedelsteen, beton, porselein, verf, …

Veldspaten: De veldspaten omvatten als voornaamste groepen de orthoklasen en de
plagioklaasreeks. Al deze mineralen hebben een hardheid van 6 en een vrij goede
splijting. De kleur is variabel, maar overwegend wit tot roze, waarbij orthoklaas eerder
roze is dan plagioklaas. Veldspaten worden gebruikt in de porseleinindustrie en in
mindere mate in de glasindustrie.

Olivijn: Gelig groen tot olijfgroen mineraal dat vooral voorkomt in korrelige aggregaten
en zo vulkanische gesteenten vormt.

Pyroxenen (oa. hoornblende) en amfibolen: Groene tot zwarte mineralen met
prismatische kristallen en meerdere spijltingen, die vooral voorkomen in basische
magmatische en metamorfe gesteenten.

4.3.2.3 Kritische ruwe grondstoffen
Ertsen en mineralen zijn niet alleen van belang voor de industrie, ze zijn ook van belang
voor de sociale en economische geografie. Veertien elementen of mineralen werden in
2010 door de Europese Unie als ‘kritische ruwe grondstoffen’ gedefinieerd, omwille van
hun economisch belang en hun ‘supply risk’. Deze veertien grondstoffen zijn de zeldzame
aardmetalen, de elementen uit de platinumgroep, germanium, niobium, tantaal,
magnesium, gallium, beryllium, indium, cobalt, fosfor, grafiet en wolfraam. Vele van deze
mineralen hebben belangrijke toepassingen in elektronica zoals mobiele telefoons,
kernreactoren, raketonderdelen, vliegtuigonderdelen en de chemische industrie, maar
worden enkel gevonden in een klein aantal landen. Dit leidt vaak tot plaatselijke conflicten
wat betreft ontginning, uitbuiting bij de ontginning, illegale handel en misbruik van de
opbrengsten, oneerlijke machtsverhoudingen wat betreft export, etc. Een voorbeeld
hiervan is de financiering van de gewapende conflicten in de Kivu-streek met de illegale
handel in coltan, een erts dat voorkomt uit de grondstof niobium.

4.3.3 Kringloop der gesteenten

Materie past zich aan aan de omstandigheden van de omgeving waarin ze zich bevindt.
IJs smelt, water verdampt, waterdamp condenseert of kristalliseert tot ijs of
sneeuwkristallen, afhankelijk van druk en temperatuur. Die worden op hun beurt bepaald
door de plaats waar die watermolecules zich bevinden. Zonnestraling zorgt voor de
energie om steeds weer het water te laten verdampen en de kringloop draaiend te
houden. De warmte-energie in de aarde levert de energie voor de dynamiek van de platen
en drijft zo een kringloop aan van gesteentevormend materiaal.

1 AA VS 1 235 © 2015 Arteveldehogeschool

Lees de tekst op volgende pagina over de gesteentecyclus en vul daarna het onderstaande
schema aan.

Figuur 131: Kringloop der gesteenten

De kringloop der gesteenten

De aarde verandert ten gevolge van zijn interne en externe warmtebronnen. Als de interne
warmtebron zou ophouden te bestaan en daarmee dus ook tektonische krachten, dan zou de
externe warmtebron samen met de zwaartekracht de continenten tot vlakten eroderen. Het
zo gevormde sediment zou dan op de zeebodem worden afgezet. Uiteindelijk zou alles in
evenwicht zijn en zouden er geen veranderingen meer plaatsvinden. Maar dit is niet het geval.
De wisselwerking tussen interne, bijvoorbeeld tektonische bewegingen, en externe,
bijvoorbeeld erosie en verwering, processen zorgt ervoor, dat het evenwicht niet bereikt
wordt. Het aardoppervlak is hierdoor gevarieerd en constant aan verandering onderhevig.
Mineralen en gesteenten veranderen ook, omdat zij in andere fysische en chemische condities
terechtkomen dan waarin ze gevormd werden. De interactie tussen interne en externe
krachten kan worden geïllustreerd aan de hand van de gesteentecyclus.
In de gesteentecyclus worden de drie hoofdtypen van gesteenten, namelijk sedimentaire
gesteenten, magmatische gesteenten en metamorfe gesteenten, door middel van externe of
interne processen aan elkaar gekoppeld. Een magmatisch gesteente ontstaat als magma stolt.
Een magma kan onder het aardoppervlak stollen. Zo ontstaan plutonische of intrusieve
gesteenten. Een magma kan ook middels een eruptie op het aardoppervlak terechtkomen Zo
ontstaan vulkanische gesteenten, ook wel extrusieve gesteenten genoemd. Een intrusief
gesteente kan aan het aardoppervlak terechtkomen door opheffing, veroorzaakt door
tektonische krachten, samengaand met erosie van de bovenliggende gesteenten. Alle

1 AA VS 1 236 © 2015 Arteveldehogeschool

gesteenten zijn onstabiel aan het aardoppervlak. Zij ondergaan daar verwering. Het zo
gevormde afbraakmateriaal wordt getransporteerd door water minder vaak door ijs of wind -
en uiteindelijk veelal op de zeebodem afgezet als sediment. Een sediment kan soms ook
gedeeltelijk of geheel uit andere bestanddelen dan gesteentefragmenten bestaan,
bijvoorbeeld skeletjes van organismen. Vervolgens, als het sediment door jongere sedimenten
bedekt wordt, gaat het door verhardingsprocessen, d.i. lithificatie, over in een
sedimentgesteente. Het sedimentaire gesteente kan op verschillende wijzen steeds dieper
komen te liggen. De temperatuur en alzijdige druk nemen toe met de diepte. Het
sedimentgesteente reageert hierop door te herkristalliseren. Er ontslaat een metamorf
gesteente. Als de temperatuur erg hoog oploopt kan net metamorfe gesteente smelten,
waardoor weer een magma ontstaat. De gesteentecyclus is aldus gesloten. Een magma kan
naast dat het kan worden gevormd door het smelten van metamorfe gesteenten in de
aardkorst, ook worden aangevoerd uit de mantel. De cyclus hoeft niet altijd op deze wijze
doorlopen te worden. Zo kan een metamorf gesteente, in plaats van te smelten, of een
sedimentgesteente, in plaats van te metamorfoseren, door opheffing en erosie aan het
aardoppervlak terechtkomen. Vervolgens kunnen deze gesteenten dan verwering ondergaan
en componenten leveren voor een nieuw te vormen sediment. Een stollingsgesteente kan.
evenals een sediment of sedimentgesteente metamorfose ondergaan.

De kringloop gaat dus als volgt:

Stolling: Magma dat in de lithosfeer terechtkomt, koelt af en stolt als plutonisch
gesteente. Magma dat de oppervlakte bereikt en als lava open vloeit, vormt
vulkanische gesteenten, maar brengt ook veel stoom en gassen mee die de atmosfeer
en de oceanen vullen.

Afzetting:
─ Na verwering en transport: Door atmosferische omstandigheden verbrokkelen

door verwering de rots aan de oppervlakte. Het puin wordt door zwaartekracht,
wind en de kringloop van het water verplaatst. Waar de deeltjes bezinken, vormen
ze lagen lossen gruisgesteenten, zoals grind, zand, silt en klei.
─ Door kristallisatie: Ook opgeloste gassen, ionen en verbindingen worden
meegevoerd. Als het water verdampt of de oplosbaarheid daalt, gaan deze
neerslag, uitkristalliseren en chemische gesteenten vormen zout, silex en
druipstenen.
─ Opstapeling van organogeen materiaal: Planten doen aan fotosynthese en nemen
CO2 uit de lucht en opgeloste stoffen uit het water op om weefsel mee op te
bouwen. Dat dient vaak als voedsel voor dieren, maar komt soms ook terecht in
koude of zure omstandigheden waar het geconserveerd wordt en zich opstapelt.
Dit is dan veen. Veel dieren verstevigen en beschermen zich door een inwendig
skelet of schelp. Vooral de skeletjes van zeedieren stapelen zich op en vormen krijt.
Dit zijn organogene gesteenten.

Diagenese: Naarmate de afzetting doorgaat, neemt de druk of afzettingen toe en
worden ze samengeperst. Bovendien zorgt doorsijpelend water voor de aanvoer van
stoffen die als cement dienen. De afzettingen worden compacter en meer
samenhangend. Door dit proces, dat diagenese noemt, worden vaste gesteenten
gevormd, zoals conglomeraat, zandsteen, siltsteen, schalie, kalksteen en steenkool.

1 AA VS 1 237 © 2015 Arteveldehogeschool

Metamorfose: Gesteenten uit de vorige groepen die sterk opgewarmd worden bij
vulkanische activiteit of sterk samengeperst worden bij gebergtevorming, ondergaan
veranderingen wat samenstelling, grootte en richting van de mineralen betreft. Dat is
metamorfose. Kalksteen wordt marmer, schalie wordt leisteen en zandsteen wordt
kwartsiet.

Smelten: Bij subductie of door opstijgend magma kan rots weer smelten.

Opheffing: Plutonische gesteenten, metamorfe gesteenten en vaste
afzettingsgesteenten ontstaan in de lithosfeer. Door isostatische bewegingen en
gebergtevorming worden ze omhoog gebracht en na erosie van de bovenliggende
lagen komen ze aan de oppervlakte terecht.

4.3.4 Indeling van de gesteenten volgens genese

4.3.4.1 Magmatische gesteenten26
Magmatische gesteenten ontstaan door de afkoeling van gesmolten gesteentemateriaal,
of dus magma. Ze worden onderverdeeld in plutonische en vulkanische gesteenten, op
basis van hun textuur. De textuur van het gesteente vertelt immers iets over hoe het
gesteente gevormd is: gesteenten die traag afgekoeld zijn onder het aardoppervlak
(plutonische gesteenten) zijn over het algemeen opgebouwd uit grotere kristallen dan
gesteenten die snel afkoelen aan het aardoppervlak (vulkanische gesteenten). Een
verdere onderverdeling gebeurt op basis van de samenstelling van het gesteente.
Mafische of basische gesteenten bestaan vooral uit donkere magnesium- en ijzersilicaten
en hebben relatief lage silica-concentraties. Felsische of zure gesteenten bestaan vooral
uit licht gekleurde mineralen zoals kwarts en veldspaat en bevatten relatief hoge silica-
concentraties.

Figuur 132: Classificatie van magmatische gesteenten

26Bron: naar (Brems, 2014) 238 © 2015 Arteveldehogeschool
1 AA VS 1

4.3.4.1.1 Plutonische gesteenten
Wanneer magma op relatief grote diepte onder het aardoppervlak afkoelt en
uitkristalliseert, ontstaan intrusieve of plutonische gesteenten. Plutonische gesteenten
worden dus gevormd door de afkoeling van magma dat uit diepere delen van de aarde
omhoogkomt zonder echter het aardoppervlak te bereiken. Deze gesteenten koelen
hierdoor traag af, waardoor de verschillende mineralen in de magma grote kristallen
kunnen ontwikkelen. Deze zogenaamde fanerietische of grofkorrelige textuur houdt dan
ook in dat het gesteente voor de verschillende mineraten bestaat uit kristallen van
ongeveer gelijke grootte. Deze grootte is groot genoeg om de kristallen met het blote oog
te kunnen onderscheiden.

Plutonische gesteenten die voornamelijk bestaan uit kwarts, veldspaten en mica’s heten
graniet. Deze gesteenten ontstaan door trage afkoeling van felsisch magma en zijn
meestal grofkorrelig en licht van kleur. Wanneer relatief weinig kwarts en veldspaat
voorkomt, wordt het gesteente granodioriet genoemd. Beide gesteenten komen enkel
voor in de continentale korst; ze worden gevormd in de diepere zones van gebergteketens
die ontstaan bij de botsing van twee continentale platen.

Intermediaire magmatische gesteenten bevatten veel minder of zelfs geen kwarts, maar
wel plagioklaas en donkere amfibolen, en worden op basis van hun samenstelling
gesitueerd tussen de felsische en mafische gesteenten. Intermediaire plutonische
gesteenten noemt men dioriet. Ook dit type gesteente komt enkel voor in de continentale
korst, maar dan vooral in gebieden waar oceanische korst onder continentale korst duikt.

Mafische plutonische gesteenten, die slechts voor een klein deel uit plagioklaas bestaan
en verder uit vooral pyroxenen en amfibolen, worden gabbro genoemd en zijn meestal
donker van kleur. Ultramafische gesteenten heten peridotiet. Beide gesteenten kunnen
zowel in oceanische als in continentale korst teruggevonden worden; het magma waaruit
deze gesteenten gevormd worden, ontstaat in de mantel, maar kan door beide korsttypes
naar boven komen.

4.3.4.1.2 Vulkanische gesteenten
Wanneer het magma het aardoppervlak bereikt en uitvloeit als lava, ontstaan extrusieve
of vulkanische gesteenten. Aan het oppervlak koelt het lava te snel af om zichtbare
kristallen te vormen; het gesteente bestaat wel degelijk uit kristallen, maar ze zijn te klein
om met het blote oog te zien. Deze textuur wordt afanietisch of fijnkorrelig genoemd.
Grotere en goed gevormde kristallen die echter soms wel in vulkanische gesteenten terug
te vinden zijn, werden reeds gevormd toen het magma zich nog in de magmakamer
bevond op grote diepte en werden nadien met het magma meegevoerd naar het
aardoppervlak. Vulkanische gesteenten die bestaan uit een dergelijke afanietische
grondmassa met daarin een aantal verspreide grote kristallen, worden porfierisch
genoemd. De grote reeds eerder gevormde kristallen noemt men fenokristen. Wanneer
lava’s zo snel afkoelen dat er geen kristallen gevormd kunnen worden, ontstaat een amorf
vulkanisch glas. Felsische lava’s die afkoelen tot een glas worden obsidiaan genoemd.

Een vulkanisch gesteente met fenokristen van felsische mineralen, zoals kwarts en
veldspaten, wordt rhyoliet genoemd. De intermediaire gesteenten met vooral

1 AA VS 1 239 © 2015 Arteveldehogeschool

plagioklaasfenokristen noemt men daciet, en wanneer het gesteente nog iets mafischer
heet het andesiet. De mafische vulkanische gesteenten met vooral pyroxeen- en
olivijnkristen heten basalt. Basaltische gesteenten domineren de oceanische korst.

Lava’s kunnen ook grote hoeveelheden gassen bevatten. Wanneer deze lava’s stollen, zal
het resulterende gesteente afgeronde holtes bevatten en een sterk poreus uiterlijk
hebben. Zulke gesteenten zijn puimsteen wanneer ze licht van kleur zijn en dus een
felsische of intermediaire samenstelling hebben, of scoria wanneer ze donker gekleurd
zijn en dus eerder mafisch zijn.

Bij vulkanische erupties komen niet alleen magmastromen vrij, maar ook veel materiaal
dat bij explosieve uitbarstingen in de lucht geslingerd wordt (tefra). Wanneer dit materiaal
fijne fragmenten en stof zijn, noemt men het gevormde gesteente een vulkanische tuf.
Individuele grotere fragmenten worden vulkanische bommen genoemd. Deze tuffen en
bommen vormen de pyroklastische of vulcanoclastische gesteenten. De term klastisch
geeft reeds aan dat deze gesteenten zich, wat betreft hun vormingsproces, op de grens
van vulkanische en sedimentaire gesteenten bevinden.

Lees in de PowerPoint-presentatie de uitspraken met typerende eigenschappen of
kenmerken van enkele magmatische gesteenten. Benoem deze gesteenten correct en
schrijf er telkens bij of het gaan om een plutonisch (P) of vulkanisch (V) gesteente.

1. …………………………………………………………………………………….. P / V

2. …………………………………………………………………………………….. P / V

3. …………………………………………………………………………………….. P / V

4. …………………………………………………………………………………….. P / V

5. …………………………………………………………………………………….. P / V

4.3.4.2 Sedimentaire gesteenten27
Sedimentaire gesteenten zijn gerecycleerde gesteenten; ze ontstaan door herwerking van
magmatische, metamorfe of oudere sedimentaire gesteenten, door fysische, chemische
of biologische verwering. Na verwering is het transport van de gefragmenteerde
verweerde gesteentecomponenten gemakkelijk; er treedt dus erosie op, ten gevolge van
gravitatieprocessen (hellingserosie) of door transport door gletsjers, water en wind. Op
bepaalde plaatsen, bij snelheidsverlies, kan dit sediment afgezet worden en gaan
accumuleren met stapeling van sedimentaire partikels tot gevolg. Zo worden losse
sedimentaire gesteenten gevormd. De losse sedimentaire partikels kunnen dan ten
gevolge van diagenese, bijvoorbeeld door compactie of cementatie, omgezet worden
naar een vast sedimentair gesteente. Dit proces heet lithificatie. Gezien de sedimentaire
partikels veelal in horizontale lagen worden afgezet, hebben deze sedimentaire
gesteenten bijgevolg een zekere gelaagdheid. Afhankelijk van de processen die de losse

27Bron: naar (Swennen, 2014)

1 AA VS 1 240 © 2015 Arteveldehogeschool

sedimenten ondergaan bij de diagenese, vermindert het volume van de sedimenten,
verandert al dan niet de samenstelling, is er al dan niet omkristallisatie, etc.

Men deelt de sedimentaire gesteenten in vijf groepen in.

Figuur 133: Classificatie van sedimentaire gesteenten

4.3.4.2.1 Vulcanoclastische of pyroklastische gesteenten
Door vulkanisme wordt behalve magmatisch gesteente ook sedimentair gesteente
gevormd. Zogenaamd vulcanoclastisch of pyroklastisch gesteente ontstaat uit het
materiaal dat bij erupties de lucht in wordt geschoten (tefra) en op het oppervlakte
neervalt. Tefra is bij neerkomen vaak nog zo heet, dat het direct aan elkaar vast kit. De
lithificatie gaat bij pyroclastische gesteentes dus zeer snel. Voorbeelden van deze
gesteenten zijn tuffen en puimsteen.

4.3.4.2.2 Terrigene klastische gesteenten
Terrigeen klastische gesteenten, soms ook afbraakgesteenten genoemd, worden
opgedeeld volgens partikelgrootte. Men onderscheidt van klein naar groot: klei (< 2 µm),
silt (0,05 mm – 2 µm), zand (2 mm – 0,05 mm), pebbels of grind (2 cm – 2 mm), cobbels
of keien (20 cm – 2 cm) en boulders of blokken (> 20 cm).

Losse terrigeen klastische gesteenten, zoals zand, leem, klei en grind, ontstaan uit
afbraak van andere gesteenten, door verwering en erosie, nadien getransporteerd, door
hellingprocessen en agenten als water, ijs, lucht, en tenslotte ook weer afgezet.

De losse korrels kunnen echter ook ineenklitten door chemische processen of door een
bindmiddel zoals kwarts, kalk of limoniet. Deze vormen vaste terrigeen klastische
gesteenten. Voorbeelden zijn: conglomeraat uit grind en zandsteen uit zand. De soorten
zandsteen verschillen naargelang de bijmenging van mineralen: ijzerzandsteen,

1 AA VS 1 241 © 2015 Arteveldehogeschool

glimmerzandsteen of psammiet, kalkhoudende zandsteen of macigno,
veldspaathoudende zandsteen of arkose en kleihoudende zandsteen of grauwacke.. De
rode Bundes-zandsteen wijst op continentale condities, omwille van de verregaande
ijzeroxidatie; de groene Gobertrangesteen wijst op mariene afzetting, doordat het ijzer
niet geoxideerd is.

4.3.4.2.3 Carbonaten
Sedimentaire gesteentes kunnen ook uit carbonaatmineralen bestaan; dergelijke
gesteenten worden carbonaten genoemd. De meest voorkomende carbonaatmineralen
zijn calciet, aragoniet en dolomiet. Een gesteente dat grotendeels uit calciet bestaat,
wordt een kalksteen genoemd; de groep carbonaten worden om die reden vaak
vereenzelvigd met kalkstenen.

Carbonaten kunnen uit verschillende fragmenten opgebouwd zijn, namelijk uit:

Lithische fragmenten: Carbonaten kunnen opgebouwd zijn uit gesteentefragmenten.
Voorbeelden zijn krijt, silex of vuursteen en dolomiet.

Biogeen materiaal: Carbonaatgesteente kan ook biogeen zijn, wat wil zeggen dat het
door organismen is gevormd. Een voorbeeld van organismen die kalksteen vormen zijn
koralen of kalkalgen; biogeen carbonaatgesteente wordt dan ook vrijwel alleen in de
zee gevormd. Voorbeelden van deze biogene kalkstenen zijn schelpenkalksteen,
crinoïdenkalksteen en koraalkalksteen.

Chemische precipitaten: Een derde groep zijn de chemische carbonaatgesteenten. Dit
gesteente vormt door de neerslag van carbonaatmineralen. Als calciet neerslaat wordt
druipsteen of stalactiet, stalagmiet in grotten gevormd, ofwel kalktuf en travertijn
rond warmwaterbronnen en geisers. Als anhydriet neerslaat wordt gips gevormd. Dit
gebeurt bijvoorbeeld door het uitkristalliseren van woestijnrozen door verdampen van
ondiep grondwater aan het woestijnoppervlak.

4.3.4.2.4 Evaporieten of uitdampingsgesteenten
Evaporieten of uitdampingsgesteenten worden gevormd door zoutafzettingen. Als zout
neerslaat door evaporatie worden zoutafzettingen gevormd in warme afgesloten zeeën
of zeearmen. Door intense verdamping stijgt de concentratie aan zouten en bij
oververzadiging kristalliseren de zouten uit; eerst het calciumzout, dan Na-afzettingen of
haliet, en bovenaan K-houdende en Mg-houdende zouten. Zo kunnen zouten ontgonnen
worden in salines en zoutmijnen. Zoutlagen worden soms ingeperst in breuken en vormen
zo zoutpaddenstoelen. Zoutlagen zijn zeer geschikt voor het opslaan van radioactief afval.

4.3.4.2.5 Andere
Tot deze restgroep behoren de venen, bruinkolen, steenkolen, fosfaten, ijzerrijke en silica-
rijke afzettingen. Voorbeelden zijn:

IJzeroer: Dit is een ondoorlatend ijzerhoudend gesteente. Het wordt afgezet op de
bodem van moerassen en venen, door tussenkomst van zwammen en bacteriën.

1 AA VS 1 242 © 2015 Arteveldehogeschool

Veen of turf: In veen of turf zijn de plantenresten nog goed herkenbaar. Veen ontstaat
op de bodem van een ondiep, stilstaand zoet water. In dit zuurstofarm milieu worden
de dode planten niet volledig afgebroken. Niet-afgebroken plantenresten stapelen zich
op. Al naargelang het soort planten dat dit veen opbouwt spreken we van rietveen,
zeggeveen, bosveen (allemaal laagveen omdat het nabij de grondwaterspiegel
ontstaat) en hoogveen (in kussens uitgegroeid boven de grondwaterspiegel) een
opgebouwd uit veenmos. Een zuur milieu en de afsluiting van de lucht zijn essentieel
voor de omvorming van planten tot veen. Het onderste en oudere veen is meestal
donkerbruin tot zwart gekleurd, omdat hier de inkoling al is begonnen.

Bruinkool of ligniet: Dit is een zacht materiaal, waarin de houtstructuur nog goed
herkenbaar is. Het inkolingsproces heeft zich al verder doorgezet.

Steenkool: Dit is een harde, zwarte brandstof, ontstaan door omvorming van
bruinkool. Steenkool wordt nog onderverdeeld al naargelang hij veel of weinig
vluchtige bestanddelen bevat. De onderste steenkolen uit een pakket zijn meestal
mager, de bovenste zijn dikwijls vette kolen. Steenkool komt meestal voor in pakketten
die geassocieerd zijn met schiefers. De bomen groeiden immers in een sediment en
werden nadien afgesloten van de lucht door een sedimentlaag. Deze sedimenten
bestaan vaak uit schiefers. Hierin komen dan ook dikwijls afdrukken van bladeren,
wortels, stukken stam, e.d. voor. Deze sedimenten vind je dikwijls verzameld in de
terrils bij de steenkoolmijnen.

4.3.4.3 Metamorfe gesteenten28
Metamorfe gesteenten ontstaan wanneer sedimentaire of magmatische gesteenten op
hoge drukken (dus grote dieptes) of temperaturen hoger dan 200°C gebracht worden
zodat de textuur of de mineraalinhoud van deze gesteenten zich wijzigt. Het gesteente
ondergaat hierdoor een rekristallisatie; dit heet metamorfisme.

Opgelet: Op geringe diepte vindt geen metamorfisme plaats, maar wel diagenese. Indien
het gesteente zo diep in de aardkorst zakt dat het smelt, ontstaat er geen metamorf maar
wel magmatisch gesteente. Dit gebeurt vanaf ongeveer 700°C.

4.3.4.3.1 Soorten metamofisme
We onderscheiden twee soorten metamorfisme:

Regionaal metamorfisme verwijst naar omzettingen op grote schaal en op grote
diepten, dus onder hoge druk en hoge temperatuur. Deze wijze van metamorfisme
treedt op bij gebergtevorming, waarbij de oorspronkelijke afzettingen op grote diepte
tot een plastische toestand vervormen en plooien.

Contactmetamorfisme treedt eerder lokaal op, wanneer gesteenten in contact komen
met opstijgend magma. Onder invloed van de hoge temperaturen van de magmatische
intrusie, en niet zozeer door hoge drukken, wijzigt het gesteente en ontstaat zo dus

28Bron: naar (Brems, 2014) en (Vandenberghe & Adriaens, Van kleisedimenten en hun evolutie naar metamorfe
gesteenten, 2014)

1 AA VS 1 243 © 2015 Arteveldehogeschool

een contactmetamorf gesteente. De contactzone kan slechts enkele honderden meter
breed zijn.

4.3.4.3.2 Voorbeelden van metamorfe gesteenten
Afhankelijk van de aard van het oorspronkelijke gesteente, het moedergesteente, de
geologische setting en de metamorfosegraad, kan er een grote verscheidenheid aan
metamorfe gesteenten gevormd worden. Een typische textuur voor vele metamorfe
gesteenten is echter wel een foliatie. Dit is een gelaagde langwerpige of lensvormige
afwisseling in de mineralogische opbouw van het gesteente. Deze gelaagdheid doet
metamorfe gesteenten van ook sedimentaire gesteenten lijken, hoewel ze door hun
kristalliniteit soms ook gelijken op magmatische gesteenten. In contactmetamorfe zones
bestaan echter ook gewoon korrelige (granulaire) texturen in de metamorfe gesteenten.

Hieronder worden enkele voorbeelden opgegeven van de omvorming van gesteenten
via metamorfisme.

Van kleisedimenten tot een gneiss: De evolutie van een kleisediment bij begraving
doorloopt een aantal stappen:
─ Bij afzetting in brak of zout water is er aanvankelijk eigenlijk meer water dan vaste

stof in het afgezette materiaal omdat de kleideeltjes in zout water een vloktextuur
bekomen. De benaming voor dit sediment is slib.
─ Bij het verder ondersedimenteren onder een nieuwe afzetting (d.i. begraving)
wordt de structuur in het slib samengedrukt en zal het watergehalte snel
verminderen. Dit is het ware kleisediment. In Vlaanderen bevatten de
kleisedimenten aan de oppervlakte, bijvoorbeeld de Boomse klei en de Ieperse klei,
een watergehalte van zo’n 20% gewicht.
─ Bij toenemende begravingsdiepte neemt het watergehalte verder af tot zowat
ongeveer 10 tot 5% van het gewicht. Dan is er sprake van semiaaneengeklit
sediment. Als naam hiervoor kan met de term klei gebruiken, ook argilliet of shale
(met als Nederlandse vertaling: schalie). Om van shale te kunnen spreken, moet
het gesteente wel een splijtbaarheid vertonen. Deze evolutiegraad van gesteenten
wordt in onze gebieden in het Mesozoïcum aangetroffen.
─ Wanneer de gesteenten diep begraven zijn en vooraleer ze door metamorfisme
worden omgevormd, zijn ze volledig aaneen gecementeerd en bevatten ze amper
water. Ze worden herkend als ‘harde’ gesteenten. In dit stadium zijn de klei-
mineralen al geëvolueerd. In principe is pas nu sprake van shale of schalie, althans
wanneer er een splijtbaarheid aanwezig is. De tem schiefer kan hier ook voor
gebruikt worden, maar door de populariteit van de term schaliegas en zo schalie,
raakt de term schiefer in onbruik. Bemerk dat de splijtingen eerder onregelmatige
en hobbelige vlakken zijn; men spreekt van schieferige splijtingen i.t.t.
druksplijtingen bij metamorfe splijtingen. Wanneer het gesteente die splijtbaarheid
niet heeft en het massief oogt, spreekt men van een mudstone of kleisteen.
─ Als eerste tekenen van metamorfisme worden de kleimineralen omgevormd tot
bladsilicaten. Hierbij is er ontwikkeling van druksplijting, te herkennen aan zijn
regelmatigheid. Nu spreekt men van schiefers of schalies met druksplijting.

1 AA VS 1 244 © 2015 Arteveldehogeschool

─ Wanneer de bladsilicaten uitgroeien tot grotere korrels, zodat de splijtingsvlakken
blinken of zeer onregelmatige grote oppervlakken vormen, spreken we van een
fyllade. Leisteen is een fyllade met een speciaal regelmatige druksplijting die
toelaat het gesteente in grote dunne plakken te splijten.

─ Tijdens het verdere metamorfisme zullen de bladsilicaten nog groeien en met het
blote oog waarneembare mineralen vormen, zoals muscoviet, biotiet, etc. Deze
gesteenten heten nu schisten, vooraf gegaan door de naam van het typisch
metamorfe mineraal in het gesteente (bv. granaat-schist).

─ Uiteindelijk zal het gesteente bij nog meer metamorfisme omvormen naar gneiss.
De benaming gneiss verwijst naar een textuur waarbij de kristallen voorkomen in
afwisselende lagen met een verschillende mineralogische samenstelling.

Van zandsteen tot kwartsiet: De grondmassa van zandsteen, namelijk kwartskorrels,
gaat een compacte kwartsmassa vormen. De samenstellende mineralen die het zand
of het zandsteen begeleiden geven ontstaan aan begeleidende mineralen in het
kwartsiet. Kwartsiet is een massief gesteente.

Van kalksteen tot marmer: Fossielrijke kalksteen herkristalliseert tot marmer. De
fossielen zijn verdwenen, de grondmassa, namelijk CaCO3 blijft echter dezelfde. Omdat
de samenstelling van kalksteen nogal uiteenlopend is zal dit ook het geval zijn met de
marmers. Zuivere CaCO3 geeft het ontstaan aan zuivere wit marmer, zoals die gebruikt
werd om de antieke beelden mee te kappen of ook nog de beroemde Carrara-marmer.

Van steenkool tot antraciet en grafiet: Dit gebeurt via een inkolingsproces. Anthraciet
is voor 95% volledig koolstof. Grafiet bestaat voor 100% uit koolstof.

4.3.5 Indeling van gesteenten naar ouderdom29

Een kerndoelstelling van de geologie is het ontrafelen van de geschiedenis van de aarde.
Hiervoor tracht de geoloog de opeenvolging van gebeurtenissen te achterhalen die als
materiële getuigen terug te vinden zijn in het aardse archief.

4.3.5.1 Relatieve datering
De tak van de geologie die zich bezighoudt met de studie van de opeenvolging van
sedimentaire en vulkanische gesteentelagen, en dus de relatieve ouderdomsbepaling,
noemen we de stratigrafie. Relatieve ouderdomsbepaling is gebaseerd op een aantal
geologische basisprincipes.

Eerst gaat men uit het van actualiteitsprincipe, ook gekend als het principe van
uniformiteit. Dit principe poneert dat de geologische processen in het verleden identiek
zijn aan de processen zoals we ze vandaag om ons heen kunnen waarnemen, kortom ‘the
present is the key to the past’. Met de nadruk op geleidelijkheid van de aardse processen
verzette men zich tegen het catastrofisme. Dit stelt dat de aardse geschiedenis een
aaneenschakeling is van plotse, catastrofische gebeurtenissen.

29 Bron: (Sintubin, 2010) 245 © 2015 Arteveldehogeschool
1 AA VS 1

Naast het actualiteitsprincipe zijn er nog drie basisprincipes die men te danken heeft aan
de Deense geleerde Steno. Hij postuleerde dat in een opeenvolging van sedimentaire
lagen elke laag jonger is dan de laag die we eronder terugvinden. Dit is het principe van
de superpositie. De jongste afzettingen liggen bovenaan, oudste liggen onderaan. Lagen
die dezelfde fossielen bevatten, zijn van dezelfde ouderdom. Lagen met eenvoudige
levensvormen zijn ouder/jonger dan lagen met complexere levensvormen. De meeste
sedimentatie vindt plaats op de zeebodem, zodat de meeste fossielen van afkomstig zijn.
Er zijn echter ook goed bewaarde fossielen van landdieren, bv. insecten die in het hars
van naaldbomen gevangen zijn, mammoeten, ingevroren in de sedimenten van de polaire
gebieden. Bovendien neemt men aan dat in een sedimentatiebekken de grofste korrels
eerst werden afgezet en de fijnste het laatst, zodat die altijd jonger zijn. Breuken en
intrusies, indringingen van magmatische gesteenten in het omgevend gesteente, zijn
jonger dan de lagen waar ze doorheen gaan. Dat de sedimentlagen onder invloed van de
zwaartekracht uit een vloeibaar medium zijn afgezet en dus verticaal liggen, is zijn tweede
bevinding. Dat is het principe van de oorspronkelijke horizontaliteit. Tot slot ontdekte hij
ook dat de sedimentlagen over grote afstanden te vervolgen zijn; dit is het principe van
de laterale continuïteit. Gekantelde of geplooide lagen laten dan ook vermoeden dat er
een tektonische gebeurtenis heeft plaatsgevonden nadat de lagen afgezet zijn. Het
principe van de doorsnijding en afsnijding zegt dat, als bijvoorbeeld een breuk een
laagpakket doorsnijdt en verplaatst, deze breukactiviteit jonger moet zijn dan de jongste
doorsneden laag. De eerste laag in het laagpakket die niet meer wordt beïnvloed door de
breuk en dus de breuk afsnijdt, is dan weer jonger dan de breukactiviteit. Ook insluitsels
in sedimentaire laagpakketten of in magmatische gesteentelichamen zijn steeds ouder
dan het omliggende materiaal. De laatste aanname is dat de opeenvolging van
laagpakketten kan verstoord worden door een aantal tijdhiaten waarin geen sedimenten
zijn afgezet en/of zijn geërodeerd. Deze tijdvakken noemen we discordanties.

Bespreek aan de hand van de onderstaande figuren kort de hierboven genoemde
principes die van belang zijn bij de relatieve datering van gesteenten door op elke figuur
het voorgestelde principe te benoemen.

………………………………………………………………… …………………………………………………………………

……………………………………………………………… …………………………………………………………………

Figuur 134: Principes van Steno

1 AA VS 1 246 © 2015 Arteveldehogeschool

Rangschik de lagen in de onderstaande figuur van oud naar jong volgens de hierboven
genoemde principes.

…………………………………………………………………………………………………………………………………………

Figuur 135: Doorsnede gesteentelagen

Al deze basisprincipes betreffen in de eerste plaats de opeenvolging van lagen die
opgebouwd zijn uit verschillende gesteentetypes. Men spreekt dan ook over de
lithostratigrafie.

In navolging van William Smith kan nu ook gekeken worden naar de fossielinhoud van de
verschillende lagen, waarbij men ervan uitgaat dat een specifiek species slecht voorkomt
in een beperkt aantal lagen en niet boven of onder dit interval. Dit is het principe van de
fossiele opeenvolging. Wat William Smith karakteristieke fossielen noemde, noemen we
nu gidsfossielen. Dit zijn fossielspecies die slechts in een kort geologisch tijdsinterval
voorkomen, die dus heel snel geëvolueerd zijn, maar die wel een grote verspreiding op
aarde kennen. Zo wordt een regionale correlatie, of een nauwkeurige datering van lagen
over een groot aantal gebieden, mogelijk. Relatieve ouderdomsbepaling op basis van
fossielen noemen we de biostratigrafie.

Ook de ompolingen van het aardmagneetveld is een belangrijk middel om de relatieve
ouderdom van stollingsgesteenten te bepalen. Dit wordt vooral gebruikt bij de datering
van de gesteenten op de oceaanbodem.

4.3.5.2 Absolute ouderdom
Elke laag of discordantie in een stratigrafische kolom vertegenwoordigt een absolute
tijdsduur. Het probleem is dat de dikte van een afgezette laag niet rechtstreeks vertaald
kan worden in tijd. Een laag van 10 m dikte kan afgezet zijn in enkele minuten tijdens een
storm of overstroming; voor een laag van 1 m dikte kunnen enkele miljoenen jaren nodig
geweest zijn. Een ijking met een absolute tijdschaal is dus noodzakelijk!

1 AA VS 1 247 © 2015 Arteveldehogeschool

De wetenschap van het absoluut dateren van geologisch gebeurtenissen is de
geochronologie.

Radiometrische datering is de belangrijkste techniek om de absolute ouderdom van
geologische materialen te bepalen. Deze techniek heeft te maken met isotopen,
radioactief verval en halfwaardetijd. Het aantal protonen in de atoomkern, weergegeven
door het atoomnummer, bepaalt tot welk chemisch element het atoom behoort. Maar
het aantal neutronen in de atoomkern van atomen die behoren tot eenzelfde chemisch
element kan variëren. Atomen van eenzelfde chemisch element met een verschillend
aantal neutronen zijn de verschillende isotopen van dat element. De verschillende
isotopen hebben een verschillende atoommassa, wat aanleiding geeft tot verschillend
gedrag. Zo hebben de zuurstofisotopen 16O en 18O elk 8 protonen in de kern, maar het
lichtere 16O heeft slechts 8 neutronen terwijl het zwaardere 18O 10 neutronen heeft. Dit
verschillend gedrag ligt aan de basis van het onderzoeksdomein van de isotopen-
geochemie, met toepassingen in de paleoklimatologie. Isotopen kunnen stabiel zijn, maar
sommige isotopen zijn instabiel. Deze instabiele isotopen vallen uiteen door radioactief
verval. Het radioactieve isotoop, het moederisotoop, vervalt in een aantal stappen naar
een stabiel isotoop, het dochterisotoop. Zo zal het radioactieve uraniumisotoop 235U
vervallen naar het stabiele loodisotoop 206Pb. Het tempo van dit verval wordt beschreven
door de halfwaardetijd. Dit is de tijd die nodig is om de helft van een populatie instabiele
moederisotopen te doen vervallen in dochterisotopen. De halfwaardetijd is een fysische
constante voor elk isotopensysteem, onafhankelijk van druk, temperatuur en andere
omgevingskarakteristieken. Zo heeft het uranium-loodsysteem een halfwaardetijd van
4,5 miljard jaar. Andere voorbeelden van dergelijke isotoopsystemen zijn: 87Rb-87Sr, met
een halfwaardetijd van 47 miljard jaar, of 40K-40Ar, met een halfwaardetijd van 1,3 miljard
jaar. De radiometrische dateringtechniek is dus gebaseerd op een aantal isotoop-
systemen, waarvan de moederisotopen in voldoende grote concentraties voorkomen in
materialen in de aardkorst en waarvan de halfwaardetijd voldoende groot is om
geologische gebeurtenissen te dateren. Dan moet men de juiste mineralen vinden die de
moederisotopen in voldoende concentratie in hun kristalrooster hebben opgenomen. Bv.
zirkoon is een uraniumrijk mineraal dat gebruikt wordt in uranium-looddateringen.
Mica’s, veldspaten en hoornblenden zijn dan weer rijk aan kalium en zijn daardoor
geschikt voor kalium-argondateringen. De absolute ouderdomsbepaling gebeurt nu door
de verhouding te bepalen tussen het aantal moeder- en dochterisotopen in het
geselecteerde mineraal. Deze analyse wordt uitgevoerd met een massaspectrometer.

De koolstof-14 datering verdient een extra woordje uitleg. Het instabiele isotoop 14C
wordt in de bovenste lagen van de atmosfeer gevormd door kosmische bestraling van 14N.
Het 14C-isotoop vervalt terug naar 14N in een halfwaardetijd van 5.730 jaar. Dit radioactief
isotoop komt in kleine concentraties in de atmosfeer voor. Planten nemen dit
atmosferisch koolstof op tijdens de fotosynthese, dieren nemen het op door consumptie
van planten. Zolang ze leven is de concentratie van het opgenomen 14C gelijk aan de
atmosferische concentratie. Sterven ze af, dan begint de radiometrische klok te tikken
door het verval van 14C. Een koolstof-14 datering kan dan ook een ouderdom geven van
organische resten in sedimenten, houtskool uit prehistorische bakovens, houten balken
in archeologische sites, e.d. Koolstofouderdommen zijn echter wel maar betrouwbaar tot

1 AA VS 1 248 © 2015 Arteveldehogeschool

ongeveer 60.000 jaar in de tijd. Ze worden daarom vooral gebruikt in de archeologie.
Ruwe koolstofouderdommen, uitgedrukt in BP, worden gerekend vanaf 1950. Nadien
wordt het 14C-gehalte in de atmosfeer sterk verstoord (verhoogd) door de kernproeven
van de jaren ’50 en ’60. Uiteindelijk worden deze koolstofouderdommen gekalibreerd ten
opzichte van de kalenderjaren. Dit is nodig omdat het 14C-gehalte in de atmosfeer in de
afgelopen 60.000 sterk veranderd is.

Naast de radiometrische datering beschikt men nog over andere dateringstechnieken.
Een groep van deze dateringtechnieken steunt op periodieke fenomenen, zoals het dag-
en nachtritme, eb en vloed, de seizoenen, of de Milankovic-cycli. Seizoensgebonden
dateringtechnieken maken bijvoorbeeld gebruik van boomringen (dendrochronologie),
fijn afwisseling van meersedimenten (varventelling), fijn afwisseling in de ijskernen, de
laagjes in kalkschelpen of druipstenen. Ten slotte kan ook gebruikgemaakt worden van de
magnetische ompolingen (magnetostratigrafie).

Temperatuurbepaling in het verleden

De temperatuur in het verleden kan op verschillende manieren achterhaald worden.Vooreerst
is er de pollenanalyse. Pollen zijn stuifmeelkorrels met een testinelaag. Aangezien de vorm
van deze pollen specifiek is voor elke plantensoort en gezien planten klimaatsgebonden zijn,
kan men op basis van het voorkomen van pollen in de bodem en ondergrond uitspraken
maken over het klimaat, vooral dan over de temperatuur, die er aldaar in het verleden
heerste. Ook de studie van de afzettingen in gletsjermeren, varvenstudies genoemd, geven
informatie over de temperatuur in het verleden. Sedimenten worden in het gletsjermeer
immers volgens hun korrelgrootte afgezet tijdens de zomermaanden, zodat er duidelijke
laagjes (varven) in het meer ontstaan. Men kan vervolgens per zomer kijken hoeveel
sedimenten er zijn afgezet; hoe dikker deze laag sedimenten, hoe warmer het was. Men deze
techniek kan men tot ca. 13500 jaar terug in de tijd keren. Dendrochronologie is de studie van
de dikte van de jaarringen van bomen. Deze zijn dikker bij gunstig weer (warm en vochtig).
Met deze techniek kan met het klimaat bepalen tot zo’n 9000 jaar geleden.Een laatste
techniek om de temperatuur in het verleden te bepalen is de zuurstofisotopen-analyse. Deze
techniek gaat om het bepalen van de verhouding tussen de zuurstofisotopen O16 en O18. Er
zijn immers meer (minder) lichte isotopen in de lucht (water) tijdens een warme periode, en
minder (meer) tijdens koude periode. Men kan deze isotopen bepalen in kalkskeletjes in het
water of in luchtbelletjes in de ijskappen. Op Antarctica is men er zo in geslaagd om het klimaat
tot 600.000 jaar geleden te reconstrueren!

4.3.6 Determineren van gesteenten

Het determineren van gesteenten gebeurt aan de hand van uitwendige, met het blote
oog waarneembare kenmerken. Deze kenmerken verwijzen dikwijls naar de
eigenschappen en/of de oorsprong van de gesteenten. Aan de hand van de kenmerken
van een gesteente kan je zo heel wat gesteentevormende processen achterhalen.

Het vlot en correct kunnen determineren van de gesteenten uit de eigen leefomgeving is
een vaardigheid die je dient onder de knie te hebben (zie ook excursievoorbereiding bij
1AAVS2). Uiteraard mag hiervoor een determineertabel gebruikt worden (zie
Leerwerkboek Geogenie 1).

1 AA VS 1 249 © 2015 Arteveldehogeschool

4.4 De geologische geschiedenis van België, Europa en de wereld

4.4.1 Geologische tijdschaal30

Door het correleren van steeds meer stratigrafische kolommen over een steeds groter
gebied, uiteindelijk over heel de wereld, is men er in geslaagd een samengestelde
stratigrafische kolom bijeen te puzzelen die de gehele aarde geschiedenis weergeeft. Dit
is de geologische tijdschaal, waarbij de aardse geschiedenis is ingedeeld in een aantal
tijdperken. Uit de opeenvolging van fossielinhoud wordt ook de grote lijnen van de
evolutie duidelijk, van eenvoudige eencelligen tot steeds meer complexe meercellingen.
Dit is een geologische waarneming waarvan Darwin gebruik heeft gemaakt bij de
uitwerking van zijn evolutietheorie.

De indeling van de geologische tijdschaal hangt af van de stratigrafische benaming. De
geochronologische eenheden zijn eon, era, periode, tijdvak en tijd. De grootste tijdperken
zijn de eons. De aardse geschiedenis wordt opgedeeld in vier eons: het Archeïcum, of het
tijdperk van het antieke leven, het Proterozoïcum, of het tijdperk van het primitieve
leven, en het Fanerozoïcum, of het tijdperk van het zichtbare leven. Het allereerste
tijdperk, tussen het ontstaan van de aarde en de oudst bewaarde aardse gesteenten,
wordt het Hadeïcum genoemd. De eons zijn opgedeeld in era’s. Zo is het Fanerozoïcum
opgedeeld in drie era’s, waaronder het Paleozoïcum, of het tijdperk van het oude leven,
ook wel gekend als het Primair, en het Mesozoïcum, of het tijdperk van het middenleven,
ook wel gekend als het secundair. Tot slot is er ook nog het Cenozoïcum¸opgedeeld in het
Tertiair en het Quartair. Op hun beurt worden era’s opgedeeld in periodes, zoals het
Devoon, het Jura. De periodes zijn dan weer opgedeeld in tijdvakken, zoals het
Famenniaan, het Eoceen, het Holoceen. Tijdvakken kunnen nog worden opgedeeld in
tijden, zoals het Weichseliaan of de laatste ijstijd.

4.4.2 Geologische verkenning van West-Europa

West-Europa kan ingedeeld worden in elf belangrijke geologische eenheden: het Bekken
van Londen, het Noordzeebekken, het Rijn-leisteenmassief, het Armoricaans Massief, het
Bekken van Parijs, de Vogezen, het Zwarte Woud, het Bekken van Aquitanië, het Centraal
Massief, de Alpen en de Pyreneeën.

Opmerking: Een bekken is een gebied dat lager ligt dat de omgeving, omwille van
geologische redenen. Een massief is een gebied dat in het geologisch verleden werd
opgeheven en nadien weer werd geëffend.

Situeer op de volgende kaart van West-Europa deze geologische eenheden. Gebruik je
atlas!

30 Bron: (Sintubin, 2010) 250 © 2015 Arteveldehogeschool
1 AA VS 1