Samenvattingen

1. Het inwendige van de aarde

• 6.1: Het inwendige van de aarde

Het inwendige van de aarde is voor een lange tijd een mysterie geweest voor de mens. Maar in de laatste eeuw(en) zijn er een aantal technieken ontwikkeld om het inwendige van de aarde te bestuderen. Hiervoor doen ze metingen op het land en in het water, maar ook zelfs in de lucht. De meest gebruikte van deze geofysische meetmethoden zijn:

• Gravimetrie: deze metingen zijn gebaseerd op een verschil in dichtheid van de bodem. Er is door wetenschappers een gemiddelde valversnelling gesteld voor de gehele aarde, maar doordat de aarde niet uit een soort bodem bestaat maar uit verschillende materialen met verschillende dichtheden, die elk zorgen voor een afwijking van deze gemiddelde valversnelling. Deze afwijking is te meten, en met behulp van deze meting kan je dus afleiden uit welk materiaal de bodem zou kunnen bestaan.
• Seismologie: je kan ook meer te weten komen over de bodem d.m.v. seismiek. Seismiek houdt in dat je zelf trillingen opwekt en zo een beter beeld wekt over de bodem. Je kijkt dan onder andere naar de teruggekaatste signalen van de zelf-opgewekte trillingen. Deze methode kan soms erg duur zijn maar er zijn ook goedkopere methodes.
• Magnetometrie: elk gesteente heeft andere magnetische eigenschappen. Metalen zijn bijvoorbeeld erg magnetisch, en klei is daarentegen juist niet magnetisch. Je kan vanuit een vliegtuig of satelliet het magnetische veld van een gebied bekijken en zo kan je ook zien of er gesteenten in de bodem zijn met afwijkende magnetische eigenschappen.
• Elektrische weerstandsmetingen: de elektrische weerstand verschilt ook per gesteente, en hiervan wordt gebruikt gemaakt bij elektrische weerstandsmetingen. Je meet bij deze methode de spanningsverschillen op tussen verschillende meetpunten op verschillende plekken. Ook op deze manier kan je meer te weten komen over de samenstelling van de bodem.
• Elektromagnetische methoden: een metaaldetector is een goed voorbeeld van elektromagnetische metingen in de bodem. Met deze methode wordt er gekeken of er zich geleidende metalen, zoals ijzer, in de bodem bevinden.

Met behulp van deze meetmethoden kunnen we bijvoorbeeld meer te weten over waar aardbevingen kunnen ontstaan en kunnen we de intensiteit van deze aardbevingen onderzoeken. Ook vulkanisme kan voorspeld worden d.m.v. geologische meetmethoden. Voor bedrijven kan onderzoek met deze methoden belangrijk zijn als ze bijvoorbeeld op zoek zijn naar delfstoffen of als ze ergens een gebouw willen plaatsen en willen onderzoeken of de grond wel stevig genoeg is.  

De aarde bestaat uit verschillende lagen, en deze hebben allemaal een eigen benaming en kenmerkende eigenschappen. De indeling die door geofysici gemaakt is van het buitenste naar het binnenste van de aarde is:

• Lithosfeer: dit is de buitenste laag van de aarde. De lithosfeer bestaat uit de aardkorst en het bovenste deel van de mantel. Deze laag is vast
• Asthenosfeer: als je een stapje dieper gaat kom je in de asthenosfeer. De asthenosfeer is onderdeel van de mantel. Het gesteente is makkelijk vervormbaar door de hoge temperatuur. Dit zorgt ervoor dat de lithosfeer, die als het ware drijft op de asthenosfeer, bestaat uit verschillende platen die bewegen met een paar centimeter per jaar.
• Rest van de mantel: het overige deel van de mantel is vast maar wel nog een klein beetje vervormbaar.
• Buitenkern: de buitenkern is vloeibaar en bestaat vooral uit ijzer en nikkel
• Binnenkern: de binnenkern is door de hoge druk vast, ook deze bestaat vooral uit ijzer en nikkel.

2. Zwaartekrachtmetingen

Alle massa trekt andere voorwerpen aan, dit noem je zwaartekracht. In de meeste gevallen is deze aantrekkingskracht echter zo zwak dat je er niks van merkt. In het geval van de aarde zit het echter anders: deze heeft zo’n grote massa dat de zwaartekracht van de aarde wel degelijk merkbaar is. Bij deze zwaartekracht hoort een valversnelling (g) en die is op de aarde door wetenschappers vastgesteld op een waarde van 9,81 m/s^2.  De formule om deze waarde te berekenen is:

g= G . M / r^2

De aarde is echter geen perfecte bol. Hij heeft bergen en dalen en is op de polen iets afgeplat waardoor de valversnelling op de polen lager is dan op de evenaar. Als je de valversnelling gaat meten kom je dus nooit precies op 9,81 m/s^2 uit. In een dal zal de valversnelling iets hoger zijn dan deze waarde, op een berg juist iets lager. Dit komt doordat de variabele ‘r’ op een berg groter is dan in een dal, aangezien je verder van het middelpunt van de aarde verwijdert zit. Ook de dichtheid van de bodem waarboven je de zwaartekracht meet heeft invloed op de valversnelling. Een gesteente met een hogere dichtheid zorgt voor een grotere zwaartekracht, oftewel een grotere valversnelling. Dit verschil in valversnelling is te meten en zo kan je erachter komen welk gesteente in de bodem zit, aangezien elk materiaal een andere dichtheid heeft en dus ook voor een ander verschil in valversnelling zorgt. Er zijn een aantal formules die met het verschil in hoogte en het verschil in dichtheid gepaard gaan.

De afname in valversnelling met de hoogte kan berekend worden met de formule:

ẟg (hoogte)  =  2 . g / R  . h              

g en R zijn altijd hetzelfde dus kan je die meteen invullen in de formule en dan krijg je de formule:

ẟg (hoogte) = -0,3086 . h

Voor de extra valversnelling die je krijgt door de grotere massa die gepaard gaat met de extra hoogte bestaat ook een formule:

ẟg (B) = 0,1119 . 10^5  . h

Als je op het land een meting doet moet je dus rekening houden met deze twee correcties. Dus als je de juiste valversnelling wil afleiden uit je meting gebruik je de formule:

g (meting) = g (corr) + ẟg (hoogte) + ẟg (B)

3. Seismologie en seismiek

Seismologie is de methode waarbij gekeken wordt naar trillingen. Er wordt gekeken naar de manier waarop de trillingen zich door de aarde voortplanten. Dit kunnen kunstmatige of natuurlijke trillingen zijn, zoals aardebevingen. Bij het meten van deze trillingen wordt gebruik gemaakt van een seismometer. Deze heeft een massa die los van de grond hangt, die door zijn traagheid niet beweegt terwijl het aardoppervlak onder de massa wel beweegt door de veroorzaakte trillingen. Door de beweging van het aardoppervlak ten opzichte van de massa te meten krijg je een grafiek die de beweging van het aardoppervlak laat zien: een seismogram.

Er zijn verschillende soorten trillingen, waarvan de belangrijkste P-golven en S-golven zijn. P-golven komen het eerst aan bij de detector, daarna S-golven en vervolgens komen als laatste de oppervlaktegolven aan, die ook meteen de grootste uitwijking geven in de grafiek. P- en S-golven gaan dwars door de aarde heen. S-golven kunnen echter niet door een vloeibare stof dus gaan ze niet door de vloeibare buitenkern heen. Hierdoor ontstaat een zogenaamde schaduwzone: een zone waar geen golven ontvangen worden. Ook bij P-golven heb je te maken met schaduwzones, hoewel deze wel een stuk kleiner zijn dan de schaduwzone van de S-golven. De schaduwzones bij de P-golven ontstaan doordat de golven door verschillende soorten en fases gesteente moeten. Hierdoor buigen in de belangrijke overgangen, zoals die van de mantel naar de buitenkern, de golven af en kunnen ze weerkaatst worden. Door deze afbuigingen ontstaan er schaduwzones op de plekken waar geen P-golven komen.

Zoals eerder al vermeld worden er ook kunstmatige trillingen opgewekt, dit noem je seismiek. Dit gebeurt bijvoorbeeld met de hulp van speciale vrachtwagens. De kunstmatige trillingen worden opgevangen door geofoons, dit zijn seismometers die makkelijk verplaatsbaar zijn. Geofoons bestaan uit een spoel die voor massa zorgt, die aan een veer opgehangen is. Aan de buitenkant van de geofoon is een magneet bevestigt, die door de trillingen zal gaan bewegen en zo een elektromagnetische spanning creëert. Deze spanning wordt gemeten en in een grafiek gezet, waardoor je een goed beeld van de bodem kan krijgen.

4. Warmte

De aarde is ontstaan doordat brokken steen onder invloed van zwaartekracht samenklonterden tot een planeet. De kinetische - en zwaarte-energie die hierbij verloren gingen werden omgezet in warmte, waardoor de planeet opwarmde. Na de vorming van de planeet begint het afkoelingsproces, dit duurt echter heel lang omdat de kern van de aarde erg goed geïsoleerd is.

De wetenschapper Kelvin had na berekeningen geconcludeerd dat de aarde allang veel kouder had moeten zijn dan dat het in werkelijkheid was. Dat de aarde niet zo erg afgekoeld was dan eigenlijk zou moeten, komt doordat er meerdere warmtebronnen waren dan alleen de kern van de aarde. Een voorbeeld van zo’n warmtebron is het verval van radioactieve stoffen die in de gesteenten van de aarde zitten. Hierbij ontstaat warmte die bijdraagt aan de opwarming van de aarde. De zon en de maan zorgen voor getijdenkrachten op aarde. Deze krachten zorgen voor vervorming in de bodem en bij deze vervorming ontstaat warmte.

De temperatuur van de aarde kan afgeleid worden uit seismische metingen en onderzoeken naar het gedrag van gesteenten onder extreme omstandigheden. Hierdoor hebben we een goed beeld gekregen van het verloop van de temperatuur in de aarde. In de lithosfeer neemt de temperatuur toe met de diepte. Op een bepaald punt is de temperatuur zo hoog dat het gesteente een beetje vervormbaar is, dit is de asthenosfeer. Met de diepte neemt niet alleen de temperatuur, maar ook de druk toe. Hierdoor is op grote diepte het gesteente ondanks de hoge temperatuur toch vast.

In het inwendige van de aarde wordt warmte verplaatst door geleiding en stroming. De stroming van gesteente in de aarde wordt ook wel convectie genoemd. Convectie werkt volgens het principe dat warm gesteente stijgt richting de aardkorst, en terwijl de diepte afneemt neemt ook de temperatuur af, waardoor het gesteente afkoelt en weer zakt. Zo ontstaat een stroming van vloeibaar gesteente in het binnenste van de aarde.

5. Elektrische, magnetische en elektromagnetische meetmethoden

De verschillende materialen waar de bodem uit bestaat hebben ook een verschillende soortelijke weerstanden. Hierdoor kan je met elektrische meetmethoden achterhalen waar de bodem uit bestaat en met welk gesteente je te maken hebt. De methode werkt als volgt: twee elektroden worden in de grond geplaatst en hier wordt een spanning op gezet. Er gaat een stroom lopen. Deze stroom kiest voor de ‘makkelijkste’ weg naar de andere elektrode. Als er een laag gesteente in de grond zit met een kleine soortelijke weerstand zal de stroom via deze laag willen lopen. Het kan echter zijn dat deze laag onder een laag met een hogere soortelijke weerstand ligt, waardoor de stroom eerst door de bovenste laag zal moeten. Als je de elektroden steeds dichter bij elkaar te zetten meet je een steeds hogere soortelijke weerstand omdat de meeste stroom de onderste laag dan niet bereikt. Zet je ze verder uit elkaar dan meet je een lagere soortelijke weerstand omdat de stroom zich dan wel via de onderste laag kan verplaatsen. Door de elektroden steeds te verplaatsen, en de hele opstelling op verschillende plaatsen te zetten, kan je een goed beeld krijgen van de verschillende soortelijke weerstanden in de bodem. Een kompas maakt gebruik van het magnetische veld dat door de stroming van de (uit ijzer en nikkel bestaande) buitenkern. Hierbij ontstaat een magnetisch noorden en zuiden. Het magneetje in het kompas wijst naar het magnetische zuiden (op de aarde ligt dat bij de Noordpool). Doordat op de meeste plekke de magnetische veldlijnen niet horizontaal lopen maar een hoek maken met het aardoppervlak krijg je met een kompas ook te maken met de zogeheten inclinatie. De kompas zal namelijk de neiging hebben om met diezelfde hoek naar beneden te wijzen. Daarom is aan de andere kant van de wijzer een gewichtje geplaatst om via de inclinatie op te heffen. Op het noordelijk en het zuidelijk halfrond verschilt de inclinatie. Voor het bestuderen van de bodem kunnen magnetische methoden gebruikt worden. Er wordt dan naar het magnetisch veld gekeken vanuit een vliegtuig of dergelijke en zo kan je kijken of er bijvoorbeeld metalen in de grond zitten, die zorgen namelijk voor een afwijking in dit magnetische veld. Als je een elektrische stroom door een spoel laat lopen ontstaat een magnetisch veld. Het magnetische veld verandert wanneer je de stroom verandert. Het veranderende magnetische veld zorgt in een tweede spoel voor een elektrische inductiespanning, welke meetbaar is. Geleiders in de grond zoals metalen hebben dezelfde functie als de tweede spoel waardoor ook hier een magnetisch veld opgewekt wordt en een inductiespanning. Deze extra inductiespanning meet je in de ontvangspoel en hierdoor weet je dus dat er geleiders in de grond zitten. Een metaaldetector werkt ook volgens dit principe. Er zijn echter ook andere methodes die volgens dit principe werken, zoals metingen met een grote lus in de grond als zendspoel waarbinnen je vervolgens met de ontvangspoel rondloopt om afwijkingen te meten. Ook kan je gebruik maken van een grondradar. Deze zend elektromagnetische straling uit. Deze straling wordt gereflecteerd door materialen die goed geleiden en zo kan je dus weten of er een geleider in de grond zit. De afstand tot de geleider wordt vervolgens bepaald door de tijd die de straling erover doet om weer terug naar de ontvanger te komen.