Zit je in de 3e of 4e van het vmbo? Vul dan deze vragenlijst in. Kost je een paar minuutjes en je verdient 2 euro. Alvast bedankt!!

 


Meedoen


ADVERTENTIE
Hey doe jij dit jaar eindexamen? Volg dan @eindexamens op Instagram. Wij bereiden je vanaf nu al voor op die gevreesde weken in mei. Met tips, nieuws, info over studiekeuze en natuurlijk enorm veel mentale steun van ons en je lotgenoten!

Volg @eindexamens
Het tektonische platen theorie
Om te kunnen begrijpen hoe vulkanen ontstaan, moeten we terug naar de samenstelling van de aarde. Deze bestaat uit een dichte kern met een diameter van 7000 kilometer. De kern wordt omgeven door een 2900 kilometer dikke zone, die men mantel noemt. Samen beslaan zij verreweg het grootste deel van de totale aardinhoud.
In het begin van de aardgeschiedenis werd er vanuit het inwendige van de aarde warmte uitgestraald in de ruimte, totdat de bovenste laag stolde tot een korst. De middellijn van de aarde bedraagt een kleine 13.000 km. De korst is zeer dun, naar verhouding zelfs dunner dan een eierschaal, want onder de oceanen is hij slechts 8 kilometer dik en elders zo'n 50 kilometer.
Sedert zijn ontstaan is de korst voortdurend opgerekt, geplooid, verscheurd en verschoven, waardoor hij allerlei zwakke plekken en onregelmatigheden heeft ontwikkeld.
Onder de korst is het onder hoge druk staande mantelgesteente (magma) nog steeds bijzonder heet; vele geologen menen dat het plastisch genoeg is om trage convectiestromen mogelijk te maken die oververhit materiaal omhoog voeren, waar het enigszins afkoelt en weer gaat dalen. Op sommige plaatsen raakt het magma echter opgesloten in een reservoir of 'magmakamer', doordat het zich daar waar de bovenliggende gesteenten een minder zware druk uitoefenen, tot in de korst omhoog perst. Komt het magma in zo'n kamer tot rust, dan gaan sommige van de mineralen die het bevat uitkristalliseren, waarbij de vrijgekomen gassen gaan uitzetten. Wordt de druk op de omringende gesteenten te hoog, dan barst de korst boven de kamer en wordt een pijp naar de oppervlakte gevormd, waardoorheen tijdens een vulkanische uitbarsting materiaal naar buiten wordt geslingerd

De oceanische korst
Er zijn twee hoofdsoorten aardkorst. De oceanische korst en de continentale korst.
Hoewel het bestaan van de Middenatlantische zeerug al langer dan tweehonderd jaar bekend was, is pas sinds 1954 bekend dat deze oceanische ruggen onderdeel zijn van een aaneengesloten systeem van 80.000 km dat in alle oceanen te vinden is. De ruggen zijn voornamelijk onderzees, slechts op enkele plaatsen komt ze boven de zeespiegel. Op deze plaatsen bemerk je altijd jong vulkanische activiteiten naast de bevingen die veroorzaakt worden door de rek in de ruggen. De ruggen worden gevormd doordat de oceanische platen bij de ruggen uit elkaar schuiven en de ruimte ertussen opgevuld word met magma. Op de oceaanruggen in de Atlantische en de Indische Oceaan bevind zich over een lengte van honderden kilometers een in het midden gelegen slenkdal met een diepte van 2 tot 3 km en een breedte van 20 of 30 km.
Ook al heeft de rug op een schaal van enkele honderden kilometers een doorlopend karakter, toch wordt het op heel veel plaatsen doorbroken door breukzones. Deze breukzones zijn voornamelijk seismisch actief op de plaatsen waar ze de kruin van de oceaanrug snijden.
Wat het meest opvalt is dat de oceanische korst 3 tot 4 kilometer lager ligt dan de continentale korst. Ook verschilt de samenstelling van de oceanische korst van de continentale korst. De korst onder de oceanen kun je in drie‰n opdelen. Het bovenste gedeelte bestaat uit een laag van maximaal 3 … 4 km dikte. In deze laag bevind zich marine afzetting, de daaropvolgende laag met een doorsnede van 1 tot 2,5 km bestaat uit basalt, de onderste laag van 5 km bestaat uit gesteenten dat grabbo wordt genoemd. Daaronder is waarschijnlijk een laag van 0,5 km met een dichtheid van 3000 kg per m3, die op vloeibaar gesteente drijft. Al met al is de oceanische plaat relatief dun en heeft een grote dichtheid.

De continentale korst
In tegenstelling tot de eenvoudige structuur van de oceanische korst is de continentale korst opgebouwd uit regelmatige, opeenvolging van ouderdom met magmatisch en sedimentair gesteente.
De oudste gesteenten worden geschat op 4000 miljoen jaar oud in tegenstelling tot 250 miljoen jaar voor de oudste gesteenten in de oceanische bodem. We moeten hierbij natuurlijk niet vergeten dat deze wetenschappers de evolutietheorie aanhangen, maar het is toch op z'n minst frappant. Dat betekent dat de oceanische plaat is ontstaan na de continentale plaat en dat de oceanische plaat voortdurend vernieuwd wordt. Deze volgorde strookt ook met de scheppingsleer.
De oceaan is ontstaan doordat midden onder de continentale plaat magma omhoog welde en zo een scheiding begon te maken midden in de continentale plaat. Als een door een wig werden de platen uit elkaar gedreven en het overblijfsel van dit scheidingsproces zijn de ruggen in de oceanen, waarbij de grootste bergketens in het niet vallen.
De dikte van de continentale korst ligt tussen de 10 en 50 kilometer. Er schijn een verband te liggen tussen de dikte van de korst en de ouderdom. Hoe dikker de korst hoe ouder het gedeelte is. De korst onder de huidige bergketens kenmerkt zich doordat het erg dik is. De dikste korst komt voor onder het Andes en Himalaya gebergte. De dunste korsten bevinden zich daar waar de mantel actief is. Bijvoorbeeld de oostafrikaanse slenkdalen en onder de provincies Basin en Range in de Verenigde staten.
Hoewel de continentale korst vaak veel dikker is dan de continentale korst is de dichtheid toch kleiner. De gemiddelde dichtheid ligt rond de 2650 kg per m3

De drijvende krachten
Men heeft voor de drijvende krachten 2 modellen ontwikkeld. Het ene model zegt dat de beweging van de platen is gekoppeld aan de beweging van de mantel en de andere zegt dat de beweging van de mantel ontstaat doordat de platen bewegen.
De meeste geofysici geloven het meest in het model dat zegt dat de oorzaak van de beweging van de platen ligt in de platen zelf. Met name de subductiezones zijn daarbij van belang. Doordat de dichtheid van de gesmolten platen groter is dan de dichtheid van de aardmantel. De dichtheid van de gesmolten plaat wordt nog eens met 9% vergroot door de hoge temperatuur en druk die er in de aardmantel heerst. Waarschijnlijk wordt tevens de chemische aard van de gesmolten plaat door de hitte en druk ook enigszins veranderd op een diepte van omstreeks 540 km en neemt daarmee de dichtheid nog eens toe met 7,5%. De toenemende dichtheid veroorzaakt een belangrijke kracht naar beneden. Als je deze kracht koppelt aan de plaat die boven op de mantel drijft, dan is te begrijpen dat er een soort tafelkleedeffect onstaat. Een tafelkleed glijdt vanzelf van tafel als het overhangende deel maar groot genoeg is. De schattingen van de krachten die hierbij vrij komen zijn zeer verschillend. Men weet niet precies welke faseveranderingen de platen ondergaan en welke mechanismen hier in het spel zijn, om over de discussie hoe deze krachten de beweging ondersteunen of tegen werken nog maar niet te spreken. Toch is dit het algemeen aanvaarde model.
Bij deze theorie stuit je op een aantal onbeantwoorde vragen. Hoe kan het proces ooit op gang zijn gebracht en hoe kan de oceaan dan ooit ontstaan zijn. Daarom zijn er een aantal die geloven dat de platen bewegen door krachten die vanuit de aarde komen. Het is gebaseerd op sedimenten die gevonden worden in het magma wat bij de erupties vrij komt. Deze gevonden sedimenten (o.a. diamant) worden op grote diepte gevormd en met de bovenstaande theorie kan de aanwezigheid daarvan niet worden verklaard.
Een derde theorie zegt dat de platen zich verplaatsen doordat in de mantel zoveel warmte energie vrij komt, dat het honderd keer zoveel is als dat voor alle aardbevingen en vulkaanuitbarstingen nodig is. Deze energie wordt omgezet in convectiestromen waardoor de platen bewegen. Deze theorie wordt niet algemeen aanvaard.

Botsing tussen de oceanische en continentale plaat
De botsing tussen de platen vindt doorgaans plaats aan de kust. Er zijn twee soorten continentranden, passieve en actieve randen
De actieve randen gaan samen met vulkanische activiteiten en daarbij vormen zich meestal diepzeetroggen daar waar de oceanische korst onder de continentale korst duikt. Hoewel de oceaanbekkens in het algemeen zo'n 3 tot 5 km diep zijn komen er diepzeetroggen voor met een diepte die de 10 km overschrijd. De oceanische korst smelt en het magma wat daarbij gevormd wordt is in hoeveelheid gelijk aan de hoeveelheid die bij andere processen vrij komt, want anders zou de aarde in omvang toe nemen en voor zover men kan overzien is dit niet het geval.
De passieve randen, waarbij weinig of een activiteit aanwezig is, komen vooral voor aan de continentale randen ronde de Atlantische en Indische oceaan.
De continentranden die evenwijdig liggen aan de oceaanruggen worden gekenmerkt door rek terwijl de randen die loodrecht op de oceaanruggen gekenmerkt worden door verschuivingen langs elkaar. Daarbij komt nog dat bij continenten die evenwijdig met de oceaanruggen liggen vaak breuklijnen evenwijdig met de ruggen ontstaan waarbij een deel van de continentale plaat afbreekt en de vulkanische activiteiten afstopt. In sommige gevallen ontstaan er koraalriffen op de continentranden, waardoor de doeltreffendheid van deze sedimentval wordt versterkt.

De werking van vulkanen
De bronnen van de vulkaan
Tot voor kort was het grootst geheim van de vulkan hun diep gelegen bronnen. In de jaren zestig kreeg men daar dank zij de theorie van de tektonische platen voor het eerst wat inzicht in.
Volgens deze theorie is de buitenste laag van de aarde, de lithosfeer, een vuurdurend veranderend moza‹ek van gigantisch grote platen, die op een asthenosfeer van heet en vloeibaar gesteente drijven. Door de thermische convectiestromen in de asthenosfeer worden de platen elk jaar een paar centimeter verschoven, wat allerlei botsingen, verschuivingen en scheuren tot gevolg heeft, zoals in vorige paragraaf beschreven.

Vulkanen zijn meestal te vinden op twee van deze grensgebieden, de subductiezones en ruggen. In de subductiezones schuift de ene plaat onder de andere, waarbij gedeelten van beide platen smelten en magma naar de oppervlakte komt. Bij ruggen, waar de convectiestromen de platen uit elkaar trekken, vult het omhoog komende magma de aardkorst aan. Deze krachten vullen elkaar dus aan, terwijl de asthenosfeer de ene kant van een tektonische plaat smelt, wordt de andere kant aangevuld met gestold magma.
De meeste vulkanenpassen binnen dit model, maar er zijn uitzonderingen op de regel. Brandpunt-vulkanen, die midden op een tektonische plaat liggen, lijken magma te krijgen uit een diep in de aarde verborgen hittebron die mogelijk is ontstaan door het uiteenvallen van radioactieve isotopen. Vulkanische verschijnselen zoals basaltstromen en zware effusies van as hebben maar weinig te maken met de theorie van tektonische platen.
Een vulkanoloog schreef: "Zelfs nu nog zijn de vragen waar magma vandaan komt het hoe het onstaat de grootse raadsels."

Een spuitwater model van vulkaanuitbarstingen
De theoretische voorwaarden voor het ontstaan van magma zijn wel bekend. Het smelten van gesteenten kan door drie oorzaken op gang worden gebracht; de temperatuur verhoging, drukvermindering of de toevoeging van een bestanddeel dat het smeltpunt van het gesteente verlaagt.
Een combinatie van deze factoren heeft tot gevolg dat magma wordt gevormd in een gebied waar seismische golven worden vertraagd. Dat gebied ligt 100 tot 300 kilometer onder het aardoppervlak, maar ligt minder diep bij oceaanruggen, continentale slenken en ook bij suductietroggen. Het gesteente is in deze zone dicht bij het smeltpunt en door een van deze factoren kan het gesteente in grote hoeveelheden gaan smelten.
In de theorie van de tektonische platen komen alle drie factoren naar voren. Afzettingsgesteente uit een plaat die onder een ander schuift en een relatief laag smeltpunt heef, zal voor een deel in de hete aardmantel smelten; de plaat neemt op z'n weg naar beneden ook water mee, waardoor het smeltpunt van het mantelgesteente zakt; en belangrijker nog stuwt de plaat mantelgesteente omhoog, waardoor de druk vermindert. Bij scheuren langs oceaanruggen of continentale slenken worden de onderste lagen gesteente door convectiestromen verhit en omhoog gedrukt.
De kracht van een uitbarsting hangt af van de aanwezigheid van twee bestanddelen in het magma: silicium en water. De hoeveelheid silicium is bepalend voor de taaiheid van het gesmolten gesteente, terwijl het water in de magma-oplossing kan worden omgezet in een zeer explosieve stoom.
In principe kan een uitbarsting nog het best worden vergeleken met het opengaan van een fles cola. In de afgesloten fles is het gas
Onzichtbaar, omdat het onder druk opgelost blijft; als de fles rustig wordt geopend, zullen de bellen uitzettend gas rustig en gestaag naar de oppervlakte komen zoals ook tijdens een lichte vulkaanuitbarsting.
Als de fles wordt geschud, raakt de cola oververzadigd met gas; wordt hij geopend, dan spuit de cola eruit. Bij eruptie van het explosieve type is de druk op het vloeibare, waterrijke magma zo groot dat de stoombellen exploderen.

Een overzicht van eruptietypen
Geen twee vulkanen zijn gelijk. Elke vulkaan heeft een eigen persoonlijkheid, die van alle andere verschilt in structuur, eruptieve activiteit, samenstelling van de uitgeworpen materie en levenscyclus. Desondanks hebben alle vulkanen een kenmerk gemeen: het doorlaten en uitstoten van mantelmateriaal uit het binnenste van de aarde via een toevoerkanaal en een uitstroomopening.
Vulkanisch gedrag op langere termijn is iets beter te voorspellen dan op korte termijn. Bij veel jonge vulkanen doen zich uitvloeiingen van lava voor, terwijl ze wanneer ze ouder worden een steeds explosievere eruptietype zullen laten zien. Tijdens een eruptieve periode neemt de kracht meestal na de eerste uitbarsting af. Toch gaan deze regels lang niet altijd op. De eruptietypen die hier en op de volgende pagina's worden weergegeven, dienen veeleer als toelichting op de verschillende principes die in het spel zijn.
Als de magmahaard van een vulkaan tot de rand gevuld is, hangt de aard van de uitbarsting af van de hoeveelheden gassen en silicium en van de aanwezigheid van eventuele obstakels in de kraterpijp. Als de weg vrij is sijpelt met gas verzadigde magma naar boven, waarbij vele gasbellen worden gevormd wanneer de druk van boven onvoldoende is om het gas in opgeloste vorm te laten. De uizettende bellenstuwen de hele magmakolom omhoog, waarna een rustige uitvloeiing van de lava volgt.
Maar als de pijp wordt afgesloten door een prop of een opeenhoping van puin wordt de druk onder dit obstakel heel hoog.
Als de afsluiting op doorbreken staat, kan de uiteindelijke explosie door zelfs de kleinste verandering op gang worden gebracht.
Het karakter van de uitbarsting wordt altijd ook bepaald door de afmetingen van de kraterpijp. Vooral de lengte is van belang. Als het magma diep vanuit de aarde komt, schieten de gassen door de lange pijp met supersonische snelheden de lucht in. Een eruptie dichter bij de bovenkant van de pijp, zal in horizontale en verticale richting plaatsvinden met minder hoge snelheden.
Als een uitbarsting is begonnen, onstaat er een kettingreactie. Door de eerste ontlading wordt een neerwaartse druk uitgeoefend met als gevolg dat het as in de kraterpijp in oplossing blijft. Als er dan drukontlasting optreedt, komen er door het uitzettende gas golven magma naar boven. Het tempo van die erupties kan soms ook toenemen doordat het snel omhoog vloeiende magma de kraterpijp verhit en uitschuurt.
Het tempo zal pas minder worden wanneer de vulkaan diepere lagen in de haard aanboort, waar de taaiheid geleidelijk groter wordt. De uitbarsting kan op drie manieren eindigen; het magma zakt weer weg; de kraterpijp wordt door rotsen afgesloten als de druk wegvalt; of de pijp wordt afgesloten door taai, stroperig magma dat tot een prop stolt.

Hoe hele continenten kunnen veranderen
Hoewel zware uitbarstingen als die van de Mont Pel‚e of de Tambora de mens vrees en ontzag bezetten, worden zelfs deze rampen nog overtroffen door twee nogal onbekende vormen van vulkanisme.
Volgens de leer van de evolutie zijn zes miljoen jaar geleden, naar geochronologische maatstaven kort geleden, in Nieuw-Zeeland hele bergen bedolven onder een smeulende deken van as en puimsteen met een doorsnee van 120 kilometer.
Hoewel delen van alle continenten op soortgelijke wijze zijn gevormd, heeft men er nog maar weinig inzicht in hoe dat precies gegaan is. Aan de hand van de theorie van de tektonische platen is er niet direct een verklaring voor te vinden en onderzoekers hebben nog steeds geen uitbarstingen van dit type kunnen observeren.
Basaltstromen ontstaan waarschijnlijk boven op de buitenste aardmantel. Als er door spanning scheuren in de aardkorst ontstaan, spuit het vloeibare magma direct naar de oppervlakte. Vergeleken met de omvang van dergelijke uitbarstingen, vallen alle andere vormen in het niet: in 1 week kan dan 1500 kubieke kilometer lava omhoogkomen.
Evenals basaltstromen hebben zware asvloeden meestal niets te maken met vulkanische bergen, hoewel ze op kleinere schaal vaak voorkomen bij gewone vulkaanuitbarstingen. Alsvloeden ontstaan wanneer boven een reservoir met daarin magma met een hoog siliciumgehalte een gebied met scheuren onstaat en het magma naar de oppervlakte spuit. Daarbij worden in tientallen meters diepe bedding meer dan 1000 kubieke kilometer zandachtige as afgezet. Het resultaat is een soort maanlandschap. Daarom kregen Amerikaanse astronauten vroeger een deel van hun opleiding in zo'n gebied, in Valley of Thusend Smakes in Alaska

Montserrat


Ontstaan van het eiland
Het eiland is onderdeel van de Caribische eilanden.Deze liggen in de atlantische oceaan. Het ligt op16.72 graden noorderbreedte en 62.18 graden westerlengte, iets ten zuidwesten van Antigua.
Het is ontstaan door een onderzeese vulkaan die uitbarstte op de oceaanbodem in tegenstelling tot de meeste van de eilanden die ontstaan zijn uit sediment van de oceaanbodem en plaatbewegingen.
Het magma van de onderzeese vulkaan vormde een berg op de oceaanbodem. Dit was het allereerste begin van het eiland wat nu Montserrat genoemd wordt. Mogelijk is de vulkaan nadat hij boven de oppervlakte verscheen gedurende een periode van eeuwen niet actief geweest. Er heeft zich toen een tropisch paradijs ontwikkeld, gezien het gestolde magma toch zeker niet als onvruchtbaar betiteld kan worden.
Vervolgens kwam de vulkaan weer tot leven en de erupties waren waarschijnlijk van dergelijke omvang dat het grootste gedeelte van het tropische eiland in die tijd gevormd is. De vulkaan bereikte de hoogte van 914 m. Ongeveer vijf eeuwen geleden zijn deze erupties gestopt en er had zich een eiland gevormd van 98 km2.
Een paar honderd jaar nadat de vulkaan gekalmeerd was trokken Europeanen met hun Afrikaanse slaven naar het eiland in de Caribische zee en koloniseerden het.
Bij de vrede van Breda aan het einde van de Frans-Engelse oorlog (1667) werd het toegewezen aan Engeland, maar werd heroverd door Frankrijk. Maar in 1713 kwam het definitief onder de Britse kroon.

Het huidige Montserrat voor de uitbarsting
Het eiland heeft de status van een zelfstandige kroonkolonie en besloot in 1967 geen associatie aan te gaan met het Verenigd Koninkrijk in tegenstelling tot de naburige landen. Het bestuur bestaat uit een Gouverneur, een Executive(uitvoerend) Council van 6 leden en een Legislative(wetgevend) Council van 10 leden die gedeeltelijk wordt gekozen door de bevolking. De rechtspraak wordt verzorgd door het Oppergerechtshof van de Geassocieerde Staten van West-Indi‰.
De offici‰le taal is het Engels. Er wordt Creools(Engels) gesproken en de hoofdstad is Plymouth. De bevolking is hoofdzakelijk protestant en de munteenheid is Oostcaribische dollar (waarde is een halve Amerikaanse dollar). Er wonen ongeveer 12000 mensen.
Het is een langgerekt eiland en er zijn drie bergen. Silver hill (403 m), Central hill (740 m) en Soufriere hills (914 m).
Het klimaat is tropisch, met een maximumtemperatuur van 30 graden en een minimum van 23 graden. De neerslag die is gemiddeld 1400 mm per jaar. Van juni tot december valt er bijna geen regen. Ongeveer een vijfde van het eiland is in gebruik genomen de rest is savanne kreupelhout en bossen. De bossen zijn voor een gedeelte gekapt voor de landbouw. Het is alleen nog te vinden op de hogere delen van het eiland.
30 % van de bevolking werkt vooral in de landbouw, en daarnaast in de dienstensector industrie handel en verkeer. Ook trekt een deel van de mannelijke bevolking naar de buureilanden. De belangrijkste bestaansbron is de landbouw. In de 19e eeuw was vooral het suikerriet en nu de katoen het belangrijkste product. Omdat er vrij grote risico's aan de katoenteelt zijn verbonden is men ook tuinbouwgewassen gaan telen, zoals tomaten, wortelen en bananen.
De industrie richt zich vooral op de landbouwproducten. Ontpitten van katoen, raffineren van suiker, destilleren van rum en het vervaardigen van plantaardige oli‰n zijn de voornaamste bezigheden.

De plaats van Montserrat binnen de tektonische-platen-theorie
Montserrat ligt op de rand van de Caribische plaat. Alle eilanden in het Caribische gebied zijn hoogwaarschijnlijk gevormd door het orogenese proces, waarbij een eilandenboog ontstaat.
In het geval van montserrat schuift de Caribische plaat over de oceanische plaat. Daarbij is de Puerto-Rico trog ontstaan. De oceanische plaat duikt onder de Caribsiche en de sedimenten die op de oceanische plaat liggen worden door de Caribische plaat eraf geschraapt. Deze hopen zich op in de trog die zich langs de grens van de Caribische plaat heeft gevormd. Ook kwamen in de trog allerlei sedimenten die van de continentale trog afbraken doordat de Caribische plaat evenwijdig loopt met de Middenatlantische oceaanrug en er dus breuklijnen evenwijdig met de oceaanrug ontstaan zijn. Als het proces lange tijd duurt, zoals in het betreffende geval, dan zal er in de trog een prisma ontstaan van sedimentair gesteente. De opeenvolging van lagen wordt jonger in de richting van de oceaan. In het geval van een actieve eilandenboog vindt men de breukvlakken vaak op regelmatige afstand tussen de sedimentlagen.
In het begin hebben deze lagen sediment een geringe helling. Naarmate het proces langer voortduurt worden zij opgestuwd tot een steile wand, waarna de aangroei uiteindelijk een niet-vulkanische rug gevormd wordt in vorm van een boog.
Als de oceanische plaat een moleculaire binding aan is gegaan met water, hydrateren of er een laagje oceanisch sediment mee wordt gevoerd tot een diepte van ongeveer 100 km, dan ontstaat er een waterige vloeistof die door de wig van mantelgesteente heen kan dringen. Hierdoor treedt smelting op en wordt de basis voor een vulkanische eilandenboog gelegd en het moedermagma gevormd, waaruit de gesteenten voor de eilandenboog wordt gevormd.
Het magma dat omhoog welt in de Soufriere Hills vulkaan is gesmolten oceanische plaat, gemengd met gesmolten sedimenten die de plaat op zijn weg naar beneden met zich mee heeft gevoerd. Dat magma is eerst aan de oppervlakte van de aardkorst gestold, waardoor zich een opeenstapeling van basalten is gevormd. Naar mate de tijd verstreek ontstond er door de hoge druk en warmte een dikke korst. Tijdens dit proces ontwikkeld zich, in het geval van een vulkanische boog, ook een vulkanisch front in de richting van het prisma dat gevormd is door het oceanisch sediment en het sediment van de breuklijn in het eiland.



Hoewel de vulkanische eilandboog zich niet goed heeft kunnen ontwikkelen en er slecht en er slechts ‚‚n vulkaan is ontstaan, gaat men er toch van uit dat dit proces heeft gespeeld bij de vorming van de Caribische eilanden.
De stoom bestaat voor een deel uit "miljoenen" jaren oud oceaan water en voor een deel uit neerslagwater.

Soufriere Hills

Deze vulkaan valt onder de categorie stratovulkanen, dat houdt in dat het bestaat uit verschillende lagen lava, as en sintels. De kegel wordt verder meestal verstevigd door lagen gestolde lava, de zogeheten sills en door verticale gangen die al steunbalken fungeren. De centrale krater wordt vaak groter wanneer de wanden instorten na het wegzakken van het magma. Wanneer magma zich zijwaarts verspreidt door de flanken van een vulkaan, ontstaan er adventief of zijkraters en spleten op de hellingen. In de Soufriere bevond zich een waterreservoir. Toen het magma het waterreservoir bereikte, ontstond er een reusachtige hoeveelheid stoom, zo snel dat er door de stoom een explosie ontstond. Deze explosie lijkt niet op een explosie van bijvoorbeeld van dynamiet. De stoom onstaat uit water dat door het magma dat verdampt in zeer korte tijd, waardoor er druk ontstaat en het gesteente gaat barsten. Als de druk zo groot is dat de stoom door de oppervlakte breekt, worden stukken uit gesteente uit een kraterpijp geslagen. De uitbarsting duurt uren, omdat er scheuren ontstaan in het oververhitte gesteente waardoor er steeds meer oppervlak komt bloot te liggen en er dus nog meer stoom wordt geproduceerd. De explosie komt het meest overeen met een snelkookpan die barst.
Sommige vroegere bevingen waren veroorzaakt magma dat water omzette in stoom zodat de grond begon te schudden en bewegen, maar er sommigen zagen dit als het afblazen van wat stoom en de vulkaan zou wel weer rustig worden naar men dacht. In plaats daarvan kwamen er meer bevingen en de stoomafblazingen werden de orde van de dag. Naar mate de tijd verstreek begon zich een magmahaard (aangegeven met magma dome) te vormen vlak onder het oppervlak van de berg, het leek misschien wel iets op een ballon. Maar hij zou niet knappen maar langzaam inzakken want het oppervlak zou langzaam dunner en dunner worden totdat door eigen gewicht de zaak ineenzakt en het magma naar buiten kan treden.
Op 29 maart 1996 zakte het geheel ineen en trad het magma naar buiten met brokken puin, gedeelten uit de kraterpijp, as en puimsteen. Deze vorm van magma wordt pyroklastisch genoemd. Het is met recht gevaarlijk te noemen daar het uitvloeit als water, alleen is de stroomsnelheid sneller. In een tijdsbestek van minuten kwam er 4 tot 5 miljoen kubieke meter lava vrij dat circa 4 vierkante kilometer van de oostzijde van het eiland bedekte. Huizen verbranden en er kwamen 9 mensen bij om. De aswolk (aangegeven met tephra) die vrij kwam op 25 juni bereikte een hoogte van ongeveer 10 km en bedekte het westelijke gedeelte van het eiland inclusief de stad Plymouth. De as koelde in de lucht af, maar had nog een vrij hoge temperatuur toen het de grond bereikte. Bij de uitbarsting van de Versivius over Pompeii heeft de as geen tijd gehad om af te koelen. Het was nog zo heet dat mensen die de aswolken over zich heen kregen direct als beelden leven staan door de hitte van het as wat eigenlijk nog vloeibaar was en stolde op hun huid. De as was niet het enige probleem wat Montserrat teisterde. Er ontstonden ook grote modderstromen (aangegeven met lahar, wat Indonesisch is). Doorgaans ontstaan deze stromen alleen in gebieden waar veel sneeuw en ijs ligt. De vulkaan smelt het sneeuw en ijs en de modder die daarbij vrij komt stroomt de berghelling af en neemt alles mee wat het op haar weg tegenkomt.
Op Montserrat is alleen geen ijs. Maar de aswolken die ongeveer 10 km in de atmosfeer werden gespuwd bestaan uit allemaal kleine stofdeeltjes. Om deze stofdeeltjes condenseerde het water wat zich in de atmosfeer bevond, met als gevolg dat het modder regende. Mede omdat modder zo zwaar is veroorzaakt het grote schade. Daken van huizen storten in en de wegen worden onbegaanbaar.

De invloed van de vulkaan op de omgeving


De invloed op het klimaat
Er zijn geen aanwijzingen dat de vulkaan op Montserrat, die al enige tijd actief is, invloed heeft op het wereldklimaat. Tijdens de uitbarstingen die de afgelopen twee jaar met wisselende heftigheid zijn voorgekomen, is volgens de Rijksuniversiteit van Utrecht vulkaanstof tot ongeveer 10 kilometer hoogte en ook wel iets hoger in de atmosfeer gekomen, maar het ging om betrekkelijk kleine hoeveelheden. De activiteit van de vulkaan wordt nauwkeurig in de gaten gehouden, onder andere met behulp van satellieten. Vliegtuigen die daar in de buurt komen worden gewaarschuwd voor vulkaanstof.
Vulkanen met zeer krachtige uitbarstingen kunnen een wolk fijn stof en gassen tot zeer grote hoogte, soms meer dan 15 kilometer, in de atmosfeer brengen. Een dergelijke wolk, die voornamelijk bestaat uit zwavelzuur en zwavelverbindingen kan daar enkele jaren blijven bestaan en gedurende die periode van invloed zijn op het weer en het klimaat in de hele wereld.
Het vulkaanstof kan zich lang handhaven omdat boven die hoogte in de atmosfeer geen neerslag valt, waarmee het zou kunnen verdwijnen. Bovendien komen daar vrijwel geen verticale luchtbewegingen voor. Wel waaien er winden die het vulkaanstof geleidelijk in horizontale richtingen over de atmosfeer verspreiden, waardoor het na verloop van tijd ook boven onze omgeving terecht komt.
Enkele maanden na de uitbarsting in 1991 van de vulkaan Pinatubo op de Filippijnen bereikte het vulkaanstof ook onze omgeving. Dat vulkanisch materiaal was in ons land te zien aan de rode schemeringsgloed kort v¢¢r zonsopkomst en na zonsondergang. Vulkaanstof kan ook een rol spelen in de afbraak van ozon. Wellicht zijn de lage ozonhoeveelheden die in vorige winters boven het noordelijk halfrond zijn gemeten voornamelijk het gevolg van de Pinatubo. Door de stofwolk kan de intensiteit van het zonlicht tijdelijk wat afnemen, waardoor de aarde iets afkoelt. Uit onderzoek naar de gevolgen van een aantal zeer explosieve erupties is gebleken dat de gemiddelde wereldtemperatuur in de eerste jaren na een zeer explosieve vulkaanuitbarsting ongeveer 0,3øC daalde.
De normale jaarlijkse variatie van de temperatuur kan echter veel groter zijn dan de geringe temperatuurafname veroorzaakt door een vulkaanuitbarsting. Bovendien zijn de temperatuurvariaties op de wereld het gevolg van een grote verscheidenheid aan processen en kunnen deze van plaats tot plaats sterk verschillen. De invloed van een vulkaanuitbarsting op het klimaat voor een bepaald gebied is daarom moeilijk vast te stellen en nog moeilijker te voorspellen.

Literatuurlijst
Naslagwerken:
De planeet aarde:- Continenten in botsing (1984) -Vulkanen (1982) ú
Cambridge Encyclopedie van aardwetenschappen (1981) ú
Een continent drijft uiteen (1991) ú
Wereldmoza‹ek deel 13 (1982)

Internet Artikelen:
Montserrat Volcano Observatory: ú
Explosive event(17-9 -96) ú
chronology of eruptive events (10-7-97)

Washington Post: ú
Vulcano Threatens Biggest Eruption(4-11-97)

Sustainable Ecotourism in Montserrat:
ú The coral reefs of montserrat, west indies: diversity, conservation, and ecotourism (1-9-97) ú
Coral reefs of montserrat (7-9-97) ú
Ecological impacts of the montserrat volcamo: a pictrial account of ists effects on land and sealife (14-9-97) ú
Blown in, Blown off, and Blown up: the Bats of Montserrat, BWI. (21-9-97)

De telegraaf:
ú De dood van een eiland (13-6-97) ú
Eiland Montserrat in de greep van dreigende vulkaan (19-8-97)

Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut:
ú Vulkaanuitbarstingen en de invloed op het klimaat (8-9-97)

Discovery online:
ú Montserrat archive (26-3-97) ú
Trouble in paradise (3-6-97)

Smithsonian Institution Global Volcanism Network Bulletin:
ú Soufriere Hills (Montserrat) Steam and ash emissions from two vents in the summit crater v. 20, no. 7, July 1995

Cable News Network:
ú Residents begin exodus from volcano ravaged paradise (22-8-1997)

REACTIES

Log in om een reactie te plaatsen of maak een profiel aan.