Keuzehoofdstuk 4. Vulkanen

De Bewegende Aarde Keuzehoofdstuk 4. Vulkanen 

Keuzehoofdstuk Keuzehoofdstuk 4. 4. 4. Vulkanen Vulkanen 

Vulkanen 

De hoofdvraag in dit hoofdstuk is: 

Welke Welke soorten soorten vulkanen vulkanen zijn zijn er, er, welke welke stoffen stoffen komen komen er er vrij vrij bij bij een een uitbarsting 

uitbarsting 

uitbarsting 

en hoe vinden we die die stoffen aan aan het het aardoppervlak aardoppervlak terug? 

terug? 

Deze hoofdvraag wordt in dit hoofdstuk behandeld aan de hand van de volgende paragraafvragen: 

Doel: 

• Welke soorten vulkanen zijn er en waar vind je die op Aarde? (4.1) 

• Hoe ontstaan de verschillende soorten stollingsgesteente? (4.2) 

• De vorming van magma (4.3) 

• Welke invloed hebben vulkanen in IJsland? (4.4) 

• Hoeveel gas kwam er vrij bij de Laki uitbarsting van 1783? (4.5) 

• Hoe leidde de Laki-uitbarsting tot een toename van verzurende stoffen in de atmosfeer? 

(4.6) 

• Wat zijn de gevolgen van zure regen? (4.7) 

Het doel van hoofdstuk 4 is het beschrijven van de processen die bij vulkanen plaatsvinden. Dit 

doen we aan de hand van de theoretische kennis die je hebt opgedaan tijdens de lessen 

scheikunde. 

H4-1

Keuzehoofdstuk 4. Vulkanen De Bewegende Aarde 

4.1 Soorten vulkanen en waar ze voorkomen. 

Opdracht 4-1*: Vulkanen en plaattektoniek A, I 

Indonesische vulkaan Karangetang uitgebarsten, 29 oktober 2007 

De vulkaan Karangetang op het Indonesische eiland Siau is vanochtend uitgebarsten. Honderden 

dorpsbewoners waren uren eerder al van de hellingen van de 1.700 meter hoge vulkaan 

geëvacueerd. Dorpen, boerderijen en bomen zijn na de uitbarsting onder een dikke laag as bedekt, 

maar meldingen van schade of slachtoffers zijn tot dusver uitgebleven. De Karangetang is één van 

de actiefste vulkanen in Indonesië. (naar bericht van www.trouw.nl) 

a. Geef op het blanco wereldkaartje aan waar de vulkaan, zoals hierboven genoemd wordt, 

voorkomt. 

b. Geef op dit kaartje ook aan waar recente vulkaanuitbarstingen hebben plaatsgevonden. Je kan 

hierbij gebruik maken van http://www.earthweek.com/ 

c. Bekijk nu eens GB 192B (GB 174B). Wat valt je (weer) op als je de locaties van vulkanen 

vergelijkt met de plaatgrenzen zoals ze in deze kaart vermeld staan? Zijn er ook 

uitzonderingen? Zo ja, zou je deze kunnen verklaren? 

Niet alleen de epicentra van aardbevingen zijn geconcentreerd rond de plaatgrenzen, ook de 

meeste vulkanen bevinden zich vaak in een dergelijke zone (zie figuur 4-1 en GB 192 B en D (174 

B en D). In dit hoofdstuk gaan we de relatie tussen vulkanisme en plaattektoniek bestuderen. 

Daarbij gaan we eerst kijken welke soorten vulkanen er worden onderscheiden en waar ze 

voorkomen. 

Figuur 4-1: Actieve vulkanen in de wereld: Smithsonian's Global Volcanism Program. 

Bron: http://www.volcano.si.edu/world/find_regions.cfm 

4.1.1 Soorten vulkanen 

Er zijn veel vulkaanvormen maar in grote lijnen worden er twee soorten vulkanen onderscheiden: 

schildvulkanen en stratovulkanen. Ze verschillen door hun vorm. Een schildvulkaan is plat en 

breed; de vorm lijkt op een neergelegd schild. Dit in tegenstelling tot de tweede soort, de 

stratovulkaan, die meer kegelvormig is. De samenstelling van het uitstromende materiaal bepaalt 

of er een schild- dan wel een stratovulkaan ontstaat. 

H4-2


Figuur 4-2: Een schildvulkaan. Bron: Grotzinger et al, 

Understanding Earth (2005) 

Schildvulkanen (figuur 4-2): schildvulkanen 

ontstaan door vulkaanuitbarstingen waarbij 

vooral lava’s naar buiten komen waarvan 

de samenstelling basaltisch is. 

Eigenschappen van basaltisch magma zijn: 

een hoge stollingstemperatuur, bevat naast 

silicium veel ijzer en magnesium en weinig 

natrium en kalium, heeft een hoge 

dichtheid, bevat weinig gassen, en is niet 

erg visceus (tamelijk vloeibaar). Vooral 

deze laatste eigenschap is bepalend voor 

de vorm van de vulkaan. Dat basaltisch 

magma weinig visceus is wil zeggen dat het 

makkelijk stroomt. Daardoor kan het zich 

gemakkelijk verplaatsen en zich ver 

verspreiden. Het uitstromen van veel 

basaltische lava’s resulteert zo in de platte 

brede vorm van de schildvulkaan. Je zult schildvulkanen dus vooral vinden op plaatsen waar 

basaltisch magma aan de oppervlakte komt. Zulk magma ontstaat door een gedeeltelijk opsmelten 

van het bovenste gedeelte van de mantel, zoals bijvoorbeeld gebeurt bij divergente plaatgrenzen, 

en ‘hotspots’ (over hotspots meer in de sectie hieronder). Voorbeelden van basaltisch vulkanisme 

met schildvulkanen vind je op IJsland (op een divergente plaatgrens met ook nog een hotspot) en 

op Hawaii (hotspot). 

Stratovulkanen (figuur 4-3): Stratovulkanen 

ontstaan waar de samenstelling van het 

magma gemiddeld genomen meer 

andesitisch is. Andesitisch magma bevat 

meer silicium, natrium en kalium en minder 

ijzer en magnesium, het is visceuzer en 

heeft een geringere dichtheid dan een 

basaltisch magma. Een stratovulkaan heeft 

niet alleen veel steilere hellingen, een ander 

verschil met een schildvulkaan is dat hij is 

opgebouwd uit afwisselende lagen van 

assen en lava’s van de verschillende 

uitbarstingen. Daarnaast is de viscositeit 

ook weer een belangrijke factor voor het 

bepalen van de vorm: omdat andesitisch 

magma nogal taai (visceus) is en dus 

langzaam stroomt, zullen lava’s niet zulke 

grote afstanden afleggen en dus dichter bij 

hun eruptiepunten blijven. 

Figuur 4-3: Een stratovulkaan. Bron: Grotzinger et al, 

Understanding Earth (2005) 

Stratovulkanen staan bekend om de heftigheid waarmee ze kunnen uitbarsten. Deze explosiviteit 

komt door verschillende factoren. Door de hoge viscositeit stroomt het magma soms moeilijk naar 

buiten en kan de vulkaan een tijd lang ‘verstopt’ raken. De spanning bouwt zich dan op totdat de 

eruptie uiteindelijk plaatsvindt. Bovendien bevat het magma vrij veel gas wat door de hoge 

viscositeit niet makkelijk kan ontsnappen. Wanneer het magma zelf ook niet makkelijk naar buiten 

kan bouwt zich tijdens zo’n verstopping een extra grote gasdruk op. De uitbarsting zal dan 

explosief verlopen wanneer de weg eenmaal vrij is. Soms worden stratovulkanen gekarakteriseerd 

door een caldera; de uitbarsting is dan zo heftig en volumineus geweest dat het dak van de 

magmakamer is ingestort. Stratovulkanen vind je vooral voor bij een subductiezone (waar een 

oceanische plaat onder een continentale of een andere oceanische plaat duikt), bijvoorbeeld rond 

de Pacifische Oceaan. Ook hier ontstaat het magma in de bovenmantel. Het is eerst basaltisch van 

samenstelling maar verandert onderweg naar boven in magma met, gemiddeld genomen, een 

andesitische samenstelling. Magmadifferentiatie is een belangrijk proces dat daarvoor 

verantwoordelijk is. Verderop wordt dit uitgelegd. Op de verschillen in de samenstellingen van het 

magma (basaltisch en andesitisch) komen we in paragraaf 4.2 uitgebreid terug. 

H4-3


Opdracht 4-2**: Beschrijving uitbarsting van de Pinatubo A 

Pinatubo barst uit (bron www.nieuwsdossier.nl) 

15 juni 1991 - De uitbarsting van de op de Filipijnen gelegen vulkaan Pinatubo werd één van de 

meest hevige vulkaanuitbarstingen van de 20e eeuw. Op 15 maart begonnen de eerste schokken 

van de vulkaan. Seismologen plaatsten apparatuur in de omgeving van de vulkaan en konden 

daardoor tijdig de bevolking waarschuwen. De eerste grote uitbarsting vond plaats op 3 juni. 

Gebieden tot ongeveer 40 kilometer rond de vulkaan werden ontruimd. Op 7 juni kwam het eerste 

magma vrij. Enkele dagen later volgde er weer een uitbarsting, waarbij as tot een hoogte reikte 

van 24 kilometer. De uitbarstingen bleven elkaar opvolgen tot in juni de grootste uitbarsting 

plaatsvond die 3 uur duurde. De as bedekte een groot deel van de Filipijnen en het eiland Centraal- 

Luzon raakte compleet verduisterd. Zelfs in Vietnam en Cambodja kwam as terecht. Uiteindelijk 

kwamen er 300 mensen om het leven. De top van de berg was 260 meter lager dan voor de 

uitbarsting. Door de as in de stratosfeer nam de wereldwijde gemiddelde temperatuur af met maar 

liefst 0,4 graden 

a. Is de Pinatubo een schild- of een stratovulkaan? 

b. Is er sprake van explosief vulkanisme? Motiveer je antwoord met gegevens uit de bron. 

c. Waarom was de druk in de magmahaard bij de Pinatubo zo groot? 

d. Zijn in de toekomst nog nieuwe uitbarstingen van de Pinatubo te verwachten? Motiveer je 

antwoord. 

Hotspots: In opdracht 4-1 heb je gezien dat er ook een aantal vulkanen zijn die niet gerelateerd 

zijn aan plaatgrenzen. Dit zijn de zogenoemde hotspots. Deze hotspots zijn gebonden aan 

geïsoleerd voorkomend, langzaam stijgend materiaal afkomstig van diep uit de mantel, de 

zogenaamde 'mantelpluimen.' Als deze mantelpluimen het oppervlak bereiken vormen ze de 

hotspots, waar enorme hoeveelheden basalt naar buiten kunnen komen. 

Als in de oceaan dezelfde mantelpluim lange tijd op dezelfde plek actief is, kan daarboven een 

vulkanisch eiland ontstaan. Aangezien voornamelijk basaltische lava uitstroomt, vormen zich vaak 

schildvulkanen. Doordat de plaat beweegt, en de pluim op dezelfde plaats blijft liggen, kan een rij 

vulkanische eilanden ontstaan. Een goed voorbeeld hiervan is de keten waar Hawaii deel van 

uitmaakt. Op het continent kan een mantelpluim een heel gebied doen opwelven. Uiteindelijk kan 

het continent gaan breken. Langs breuken zal er basaltische lava naar buiten stromen dat 

afkomstig is uit de mantel, maar er kan ook silicarijker magma meekomen bijvoorbeeld wanneer 

diepe delen van de continentale korst ook smelten. Voorbeelden van continentale ‘hotspots’ zijn 

Yellowstone in de V.S. en Mount Cameroon in Kameroen (Afrika). 

Opdracht 4-3**: Vulkanen en reconstructie plaatbewegingen A, G 

Zoek in de atlas op waar de Midway eilanden liggen (in Google Earth of Google maps moet je 

zoeken naar Sand Island, onderdeel van de Midway Islands) en het eiland Hawaii. 

a. Wat voor soort vulkanen zijn er op deze eilanden aanwezig, en hoe zijn ze gevormd? 

De Midwayeilanden zijn 27,2 miljoen jaar geleden gevormd, Hawaï 0 tot 0,4 miljoen jaar geleden. 

b. Bereken met behulp van deze gegevens en de atlas de gemiddelde jaarlijkse snelheid in hele 

centimeters en de bewegingsrichting van de Pacifische plaat over de afgelopen 27,2 miljoen 

jaar bij de Hawaï eilanden. Geef ook de berekening. Omdat de beweging maar over een relatief 

klein stuk van het aardoppervlak gaat mag je bij deze opgave uitgaan van de Aarde als plat 

vlak. 

4.2 Hoe verschillende soorten stollingsgesteente ontstaan 

In de vorige paragraaf hebben we gezien dat een schildvulkaan voornamelijk bestaat uit basalt en 

een stratovulkaan voornamelijk uit andesiet. In werkelijkheid zijn er veel meer soorten 

stollingsgesteenten (dit zagen we ook al in hoofdstuk 1). In deze paragraaf gaan we in meer detail 

kijken naar de samenstelling van magma. Deze samenstelling geeft namelijk informatie over de 

relatie tussen vulkanisme en plaattektoniek. 

H4-4


Figuur 4-4: Verschillende soorten stollingsgesteente. 

Bron: Grotzinger et al, Understanding Earth (2005) 

Een stollingsgesteente heeft 

zijn vaste vorm gekregen 

door stolling van vloeibaar 

magma (zie ook H1). 

Stollingsgesteente wordt 

vaak ingedeeld naar 

verschillen in textuur. Zo 

heeft basalt veel kleine en 

soms wat grotere kristallen 

en graniet alleen maar 

grote kristallen. Soms zijn 

er helemaal geen kristallen 

en hebben we te maken 

met vulkanisch glas. Deze 

textuur geeft informatie 

over de afkoelingssnelheid 

van het magma. Uit 

laboratoriumonderzoek 

blijkt namelijk dat een 

vloeistof tijd nodig heeft om 

kristallen te vormen. Bij 

afkoeling beginnen zich 

eerst kleine kristallen te 

vormen die geleidelijk 

groeien doordat moleculen 

of ionen zich aan de 

kristallen hechten. Er is dus 

tijd nodig om grote 

kristallen te vormen. Als 

magma zeer snel afkoelt krijg je helemaal geen kristallen (vulkanisch glas) of kleine kristallen 

(zoals bij basalt). Snelle afkoeling vindt plaats wanneer magma het aardoppervlak bereikt; het 

resultaat is dan een uitvloeiingsgesteente (bijvoorbeeld basalt). Bij langzame afkoeling krijg je 

grotere kristallen. Deze grotere kristallen krijgen de tijd zich te vormen wanneer het magma diep 

in de aardkorst bevindt waar het veel langer warm blijft. We spreken dan van een dieptegesteente 

(bijvoorbeeld graniet). 

Nog meer informatie krijg je door te kijken naar de chemische samenstelling en mineraalinhoud 

van een gesteente. Stollingsgesteenten kunnen worden onderverdeeld naar hun chemische 

samenstelling en de hoeveelheid en het soort silicaat-mineralen die ze bevatten. Silicaat-mineralen 

zijn bijvoorbeeld kwarts, veldspaat, muscoviet, biotiet, amfibool, pyroxeen en olivijn. Op grond van 

hun mineraalinhoud worden er twee soorten stollingsgesteenten onderscheiden: mafisch gesteente 

en felsisch gesteente (zie figuur 4-4). Het basaltisch magma uit §4.1 geeft een mafisch 

stollingsgesteente zoals basalt (uitvloeiingsgesteente) of gabbro (dieptegesteente). Felsische 

stollingsgesteenten zijn bijvoorbeeld rhyoliet (uitvloeiingsgesteente) en graniet (dieptegesteente). 

Figuur 4-4 Verschillende soorten stollingsgesteente. Bron: Grotzinger et al, Understanding Earth 

(2005) 

Mafische gesteenten (ma = magnesium, f = ijzer) zijn betrekkelijk arm aan silicium maar bevatten 

vrij veel magnesium en ijzer. Dit zijn belangrijke bestandddelen van pyroxenen en olivijnen. Deze 

mineralen zijn donker van kleur, waardoor ze mafische gesteenten een donker uiterlijk geven. 

Basalt komt het meeste voor; het ligt onder de hele oceaanbodem. Maar ook op sommige 

continenten komen dikke lagen basalt voor; voorbeelden vind je in India (de Deccan traps) en in 

Siberië. 

Felsische gesteenten (fel = veldspaat, si = silicium) zijn rijker aan silicium en arm aan ijzer en 

magnesium. Felsische gesteenten zijn vaak licht van kleur omdat ze veel lichtgekleurde mineralen 

bevatten als veldspaat of kwarts. Graniet is een felsisch gesteente; het is één van de meest 

voorkomende stollingsgesteenten. 

H4-5


Volgens de textuur, chemie en mineraalinhoud kan je de volgende ruwe indeling maken (vergelijk 

figuur 4-4): 

H4-6 

Mafisch Felsisch 

Fijnkorrelig, uitvloeiinggesteente Basalt Rhyoliet 

Grofkorrelig, dieptegesteente Gabbro Graniet 

Andesiet, het uitvloeiingsgesteente bij veel stratovulkanen, ligt qua samenstelling tussen basalt en 

rhyoliet in. 

Er zijn ook nog ultramafisch gesteenten. Deze bevatten erg weinig silicium en heel veel magnesium 

en ijzer. Het belangrijkste ultramafische gesteente is peridotiet. Dit grofkorrelige donkergroene 

gesteente, dat vooral uit olivijn en pyroxeen bestaat, is het dominante gesteente in de mantel en 

vormt het bronmateriaal voor basaltisch magma (zie hoofdstuk 6). 

4.2.1 Waarom maken we onderscheid tussen felsische en mafisch 

stollingsgesteenten? 

Er is een verband tussen de samenstelling van een gesteente en zijn smelttemperatuur; mafische 

gesteenten smelten bij hogere temperaturen; felsische gesteenten bij lagere temperaturen. Ook 

geldt dat een ‘mafisch’ magma heter is en bij hogere temperaturen begint te kristalliseren dan een 

‘felsisch’ magma. Met toenemend siliciumgehalte of afnemende temperatuur neemt de viscositeit 

van een magma toe. Viscositeit is een maat voor de weerstand tegen het vloeien van een vloeistof. 

Deze weerstand neemt dus toe naarmate een magma meer silicium bevat of naarmate een magma 

afkoelt. Een heet, silicium arm, mafisch magma heeft een hele lage viscositeit en kan dus 

makkelijk vloeien. Een minder heet felsisch magma met veel silicium heeft een hoge viscositeit; 

het vloeien van het magma gaat slecht, zeker wanneer er ook nog veel kristallen zijn ontstaan. 

4.3 De vorming van magma 

Over de manier waarop magma gevormd wordt is veel, maar zeker nog niet alles bekend. De 

processen spelen zo diep in de Aarde dat directe waarnemingen onmogelijk zijn. Wel komen we 

belangrijke dingen te weten door laboratoriumproeven. Zo blijkt dat het smeltpunt van een 

gesteente niet alleen afhangt van de samenstelling, maar ook van de druk. 

Doordat een smeltend gesteente uit verschillende mineralen bestaat (elk met hun eigen 

samenstelling) en een gesteente doorgaans niet volledig maar gedeeltelijk smelt, zal de 

samenstelling van een magma anders zijn dan het gesteente waaruit het ontstaat. Zo kan het dat 

in de mantel basaltisch magma (mafisch) uit peridotiet (ultramafisch) onstaat. Afhankelijk van de 

hoeveelheid smelt die zich vormt zullen magmas dus verschillende samenstellingen kunnen 

hebben, ook al zouden ze uit dezelfde bron komen. Natuurlijk is de samenstelling ook afhankelijk 

van de aard van het brongesteente (bijvoorbeeld wanneer niet de mantel maar diepere delen van 

de korst gaan smelten). 

In theorie zijn er drie verschillende manieren waardoor een warm gesteente in de diepte kan 

smelten: 

1. verder verhogen van de temperatuur; dit is verrassend genoeg geen belangrijke oorzaak van 

magmavorming en vulkanische activiteit. 

2. verlagen van de druk; dit verklaart het ontstaan van vulkanisme bij mid-oceanische ruggen en 

hotspots; in beide gevallen komt heet mantelgesteente heel langzaam omhoog, bij midoceanische 

ruggen door de opwaartse beweging van mantelconvectie (zie hoofdstuk 6.), bij 

hotspots door een stijgende mantelpluim. Het gesteente blijft warm (want warmtegeleiding in 

gesteenten is slecht), terwijl de druk afneemt waardoor het gaat smelten. 

3. verlagen van de smelttemperatuur; dit gedrag volgt de regel dat het smeltpunt van een 

gesteente verlaagd wordt, als je er water aan toevoegt (net zoals je met zout het smeltpunt 

van ijs verlaagt bij het strooien van de wegen). Zoals verderop wordt uitgelegd, is dit het geval 

bij het ontstaan van vulkanisme bij subductiezones.


4.3.1 Relatie tussen de samenstelling van het eerstgevormde magma en het 

uiteindelijke stollingsgesteente 

Afhankelijk van brongesteente en ontstaansomstandigheden vormen zich dus magma’s met 

verschillende samenstellingen. Levert nu eenzelfde samenstelling van zo’n nieuw-gevormd magma 

telkens hetzelfde stollingsgesteente op? Nee! Uit laboratoriumonderzoek is gebleken dat uit 

eenzelfde type magma uiteindelijk verschillende soorten stollingsgesteente kunnen ontstaan. 

Hierbij spelen de volgende factoren een rol: 

- Ten eerste hangt dit af van de kristallisatiegeschiedenis (stollingstraject). Opstijgend magma kan 

zich verzamelen in een magmakamer, bijvoorbeeld ergens in de korst. Omdat de omgeving daar 

minder warm is, zal het magma afkoelen en gaan kristalliseren. Uiteindelijk zou het daar volledig 

kunnen stollen en zo een grofkorrelig dieptegesteente vormen (bijvoorbeeld een graniet of een 

gabbro). Het kan ook zijn dat (een deel van) het magma tijdens de beginnende kristallisatie een 

weg verder naar boven vindt, het aardoppervlak bereikt en daar snel afkoelt. Dan zal het via een 

vulkanische uitbarsting een fijnkorrelig of glasachtig uitvloeiingsgesteente vormen (dus 

bijvoorbeeld een basalt of rhyoliet). 

- Ten tweede kan een magma onderweg van de bron naar het aardoppervlak chemisch van 

samenstelling veranderen. Dit noemen we magmadifferentiatie. Tijdens het verblijf in de 

magmakamer kunnen verschillende mineralen bij dalende temperaturen kristalliseren. Wanneer 

deze kristallen naar beneden zinken, zal het overblijvende magma een andere samenstelling 

hebben dan oorspronkelijk. Het is dus veranderd van samenstelling (“gedifferentieerd”) doordat 

gekristalliseerde mineralen eruit verdwenen zijn. Als zo’n magma uitvloeit heeft het dus een andere 

samenstelling dan toen het zich vormde tijdens het smelten van het gesteente in de bron beneden 

de magmakamer. Als een basaltisch magma af gaat koelen zal olivijn als eerste kristalliseren. 

Daarna volgen pyroxenen en andere mineralen. De samenstelling van overblijvend magma 

verandert al naar gelang het soort kristalliserende mineralen (mits die inderdaad naar beneden 

zinken, wat onder meer afhangt van de viscositeit van het magma). Als vuistregel voor de volgorde 

van kristalliseren geldt de “reeks van Bowen” (zie figuur 4-5). De praktijk blijkt zich niet altijd strak 

hieraan te houden omdat verschillende factoren (o.a. de diepte waar kristallisatie plaatsvindt) de 

volgorde kan beïnvloeden. 

H4-7


Figuur 4-5: Fractionele kristallisatie verklaart de variabele samenstelling van stollingsgesteentes. Bron: 

Grotzinger et al, Understanding Earth (2005) 

Basalt en graniet zijn de twee meest voorkomende stollingsgesteenten. Is er een verband in de 

ontstaansgeschiedenis van beide gesteenten? We hebben al gezien dat de samenstelling sterk 

verschilt; basalt is mafisch; graniet is felsisch. Vroeger werd gedacht dat alle graniet gevormd 

wordt uit een basaltisch magma door differentiatie. Immers, wanneer je de olivijnen en pyroxenen 

(donkere, magnesium- en ijzerrijke mineralen) die in een basaltisch magma uitkristalliseren daaruit 

haalt, houd je een silicium-rijker en magnesium- en ijzer-armer magma over dat dan een 

lichtgekleurd stollingsgesteente (graniet of rhyoliet) oplevert. Probleem is echter dat er niet genoeg 

basaltisch magma is waaruit alle granitische gesteenten gevormd zouden kunnen worden. 

Nader onderzoek heeft aangetoond dat ook het smelten van verschillende soorten brongesteenten 

het verschil tussen basalt en graniet kan verklaren: Wanneer gesteente in het bovenste deel van 

de mantel partiëel (gedeeltelijk) opsmelt zal dat een basaltische magma geven. Wanneer gesteente 

in het bovenste deel van de mantel partieel (gedeeltelijk) opsmelt zal dat een basaltische magma 

geven. Behalve door differentiatie van basaltisch magma kan granitisch magma ook rechtstreeks 

ontstaan wanneer onderste delen van de continentale korst smelten (die kunnen onder meer 

bestaan uit allerlei sedimentaire, stollings- en metamorfe gesteenten). 

4.3.2 De vorming van magma en plaattektoniek 

Hoe kunnen we deze feiten en theorieën over stollingsgesteente plaatsen in het raamwerk van de 

plaattektoniek? In paragraaf 4.1 zagen we al dat magma wordt gevormd op twee soorten 

plaatgrenzen: 

- bij de MOR (Mid Oceanische Rug): uitgangsmateriaal is het gesteente bovenin de mantel 

(peridotiet). Doordat bij een spreidingsrug de mantelgesteente heel langzaam omhoog komt zal de 

druk afnemen, waardoor dit partieel gaat smelten. Door verschil in dichtheid met het omringende 

gesteente zal de gevormde basaltische smelt gaan stijgen. Deze basaltische smelt zal samenkomen 

in een magmakamer in de korst. Deels zal het daarin langzaam stollen als gabbro en deels zal het 

uitvloeien op de zeebodem als kussenlava. Deze gabbro’s en kussenlava’s komen wereldwijd in alle 

oceanen voor. Deze basaltische magma’s zijn zeer vloeibaar en geven, als ze boven het zeeniveau 

uitkomen, de typische, weinig explosieve schildvulkanen. 

- bij de subductiezones: oceanische (basaltische) korst met de daarop liggende sedimenten (kalk, 

klei, erosiemateriaal van de continenten) met zeewater in de poriën wordt onder een continentale 

H4-8


of andere oceanische korst geduwd. De subducerende plaat komt op een diepte waarop in de 

bovenliggende plaat de asthenosfeer begint. Door de toename van temperatuur en druk worden 

vloeistoffen (met name water) uit de subducerende plaat in de bovenliggende asthenosfeer 

gedreven. Door de influx van deze vloeistoffen in de mantel wordt het smeltpunt van het 

mantelgesteente verlaagd waardoor dit kan smelten, op gemiddeld rond de 100-120 km diepte. Dit 

magma uit de mantel verzamelt zich vaak hogerop in een magmakamer. In het begin is het 

magma nog basaltisch, maar gedurende het verbijf in de korst verandert de samenstelling door 

differentiatie zoals hierboven beschreven. Hierdoor neemt de hoeveelheid silicium toe en krijg je 

een andesitisch of zelfs felsisch magma. Dit kan nog worden versterkt wanneer omhullend 

gesteente van de continentale korst door de warmte zelf ook smelt en wordt opgenomen in het 

magma. Als zulk felsisch magma op diepte stolt krijg je graniet. De relatief toegenomen 

hoeveelheid silicium maakt het magma visceus (stroperiger). Wanneer daardoor ook het 

vrijkomende gas niet makkelijk uit de magmakamer kan ontsnappen, kan zich een enorme druk 

opbouwen, waardoor je zeer explosieve uitbarstingen krijgt. 

In Figuur 4-6 zie je in schema de relatie tussen de verschillende soorten vulkanisme en 

plaattektoniek 

Figuur 4-6: Relatie verschillende soorten plaattektoniek en vulkanisme. 

Bron: Grotzinger, et al, Understanding Earth, 2005. 

Opdracht 4-4**: Stollingsgesteente 

a. Als je een boring zet in de korst op de plek van een MOR, wat kom je dan van boven naar 

beneden tegen: 

i Welk uitvloeiings- of diepte gesteente kom je tegen op de zeebodem? 

ii Welk uitvloeiings- of diepte gesteente kom je tegen onderin de korst? 

iii Welk gesteente kom je tegen bovenin de mantel? 

Een groot deel van de korst, en bijna de volledige mantel bestaat uit basaltisch of ultramafisch 

gesteente. 

b. Hoe komt het dan toch dat wij zoveel felsisch gesteente, zoals graniet, op Aarde vinden? 

c. Waar worden de bouwstenen waaruit dit felsisch gesteente is opgebouwd gevormd? 

Water is veel aanwezig in sedimentair gesteente en in de oceanische korst bij subductiezones. 

d. Leg uit hoe dit water het smelt proces in deze subductiezones beinvloedt. 

H4-9


4.4 Vulkanen op IJsland. 

We gaan inzoomen op IJsland. Dit is een van de weinige vulkanische gebieden bovenop een MOR 

die boven water uitkomt. De IJslandse situatie is interessant omdat we te maken hebben met een 

divergente plaatgrens en er tegelijkertijd een hotspot aanwezig is. Daarnaast hebben uitbarstingen 

van een grote vulkaan op IJsland in 1783 gevolgen gehad die in ons land merkbaar zijn geweest. 

Figuur 4-7: Geologie van IJsland, bron Landmaelingar Islands. 

Het eiland is voor geologische begrippen heel jong. De oudste gesteenten zijn "slechts" zo'n 60 

miljoen jaar oud en worden gevonden in het uiterste westen en uiterste oosten van het eiland (zie 

figuur 4-7). 

Op IJsland komen verschillende soorten vulkanen voor waaronder ook schildvulkanen en 

stratovulkanen. De schildvulkanen hebben hele flauwe hellingen. De grootste schildvulkanen zijn 

de Skjaldbreidur en de Ok, die beide in het westen van het land te vinden zijn. Een stratovulkaan, 

met de karakteristieke steile hellingen, is bijvoorbeeld de Hvannadalshnúkur (zie bijschrift figuur 

4-7). Daarnaast zijn er ook veel spleetvulkanen, waar lava uit soms kilometers lange scheuren in 

de aardkorst stroomt. Vaak zijn het zelfs niet eens bergen of heuvels in het landschap. Een goed 

voorbeeld is de Laki vulkaan waarover we het verderop uitgebreid zullen gaan hebben. De zwarte 

lijnen in figuur 4-8 geven plaats en richting van een aantal van die spleten aan. 

Opdracht 4-5*: Vulkanen op IJsland 

a. Leg uit waarom de oudste gesteenten in het uiterste zuidoosten en noordwesten van het eiland 

voorkomen. 

b. Geef een verklaring voor de aanwezigheid van spleetvulkanen en voor de richting die de 

spleten hebben waarlangs lava naar buiten komt. 

H4-10


Figuur 4-8: IJsland met een aantal belangrijke vulkanen. De Skjaldbreidur en de Ok 

liggen ten noordwesten van de Geysir, en de Hvannadalshnúkur ligt grotendeels onder 

het ijs ten oosten van de Laki (of Lakagigar) vulkaan (zie Öræfajökull in figuur 4-7). 

IJsland ligt op een MOR, namelijk de Mid Atlantische Rug. Deze ‘rug’ loopt van noord naar zuid in 

het midden op de bodem van de Atlantische Oceaan. Hier bewegen de Euraziatische en de 

Amerikaanse plaat steeds verder uit elkaar en wordt nieuwe oceanische korst gevormd uit 

stollende basaltisch magma dat bij de Mid Atlantische Rug uit de mantel omhoog komt. IJsland, 

feitelijk niet meer dan een stuk van de rug dat boven water ligt, groeit dus vanuit het midden in 

oostelijke en westelijke richting aan. 

Waarom ligt IJsland boven water? Blijkbaar is er meer vulkanische activiteit dan op andere 

plaatsen op de Mid Atlantische Rug. De reden dat de magmaproductie onder IJsland zo groot is, is 

de aanwezigheid van een hotspot onder IJsland. Vaak is het zo dat als een oceanische plaat die 

boven een mantelpluim ligt verschuift, er steeds weer nieuwe vulkanische eilanden ontstaan (zoals 

bij Hawaï, zie opdracht 3). Bij IJsland is dat niet het geval, omdat het eiland recht boven de Mid 

Atlantische Rug ligt, en zowel oost- als westwaarts groeit. De hotspot ligt stabiel onder de Mid 

Atlantische Rug en draagt bij aan de voeding van de magmakamers van de verschillende 

vulkanische systemen op IJsland. 

Opdracht 4-6*: Eilanden op een MOR A, I 

IJsland is niet het enige eiland op een MOR dat boven zeeniveau ligt. 

a. Zoek in de atlas nog vijf andere eilanden op die bovenop een MOR liggen. 

b. Wat is het verschil tussen deze eilanden en IJsland, en hoe kun je dit verschil verklaren? 

Nu we iets meer weten over het vulkanisme op IJsland richten we ons op de enorme effecten van 

een uitbarsting van één van IJsland’s vulkanen: 

In 1783 en 1784 vond een uitbarsting van de Laki vulkaan (zie figuur 4-8) plaats die acht maanden 

duurde. Deze vulkaan produceerde één van de grootste lavastromen in de menselijke geschiedenis. 

Niet minder dan 15 km 3 magma kwam uit een lange scheur in de aardkorst. Toen er een opening 

in de aardkorst kwam en het magma kon gaan stijgen, ontsnapten er gassen die aanvankelijk in de 

smelt (= de gesmolten massa) opgelost waren. Omdat de oplosbaarheid van gassen in de smelt 

afneemt bij afnemende druk konden bij de stijging van het magma steeds meer gassen 

ontsnappen. Het vrijkomen van deze gassen had vreselijke gevolgen voor omliggende gebieden: 

H4-11


gezondheidsklachten bij de bevolking, bomen en planten gingen dood (sommige soorten 

verdwenen voorgoed) en meer dan 60% van het vee stierf. Uiteindelijk leidde dit tot een 

hongerperiode van vele jaren op IJsland, waarin ongeveer 20% van de bevolking het niet 

overleefde. De gevolgen van de uitbarsting waren niet alleen op IJsland merkbaar, maar over de 

hele wereld. In het westen en noorden van Europa hing maandenlang een droge mist. De zomer 

van 1783 bracht extreem en ongewoon warm weer naar Europa. De daaropvolgende winter was in 

Europa en Noord-Amerika extreem koud, en deze koude winters bleven nog enkele jaren 

terugkomen. Mislukte oogsten, honger en hoge sterftecijfers waren het gevolg. 

Bij de uitbarsting kwamen ook enorme hoeveelheden vluchtige stoffen (v.s., bijvoorbeeld SO 2 en 

HCl) vrij. Deze stoffen hebben op grote schaal gezorgd voor zure regen in onder andere Nederland. 

Dit proces gaan we in de volgende paragrafen verder bekijken. In het eerste deel (§4.5) benaderen 

we de uitbarsting volgens een vereenvoudigd model en schatten we de totale hoeveelheden SO 2 en 

HCl die bij de uitbarsting uitgestoten werden. In §4.6kijken we naar hoe en waarom vulkanische 

zure regen gevormd wordt en maken we een schatting van de pH van regenwater dat na de 

uitbarsting in Nederland viel. In §4.7 behandelen we de gevolgen van zure regen. 

4.5 De hoeveelheid gas die vrijkwam bij de Laki uitbarsting. 

Om de toenmalige effecten van de Laki uitbarsting te kunnen kwantificeren, zullen we eerst 

berekenen hoeveel vluchtige stoffen vrijkwamen. Daarbij richten we ons met name op zwavel en 

chloor, als voorbeelden van vluchtige stoffen. Omdat we geen directe gegevens hebben over de 

concentraties aan uitgestoten gassen die toen in de lucht zaten, gaan we op zoek naar een andere 

manier om de concentraties van zwavel- en chloorhoudende gassen na de explosie te 

reconstrueren. Hierbij maken we gebruik van een vereenvoudigd model (zie figuur 4-9). 

In de tekening zie je een magmakamer met een bepaald volume. Het magma bevatte van elke 

vluchtige stof een zekere concentratie (v i). Eerst was de stof opgelost in het vloeibare magma. 

Toen dat aan het aardoppervlak kwam koelde het af en stolde het in twee verschillende vormen: 

een deel als een berg tefra (as en blokken steen) en een ander deel als een lavastroom. Een deel 

van de vluchtige stoffen bleef opgesloten in deze gestolde producten achter, de rest ging de lucht 

in. Daarvan bleef weer een deel in de buurt als plaatselijke nevel en ging het overige deel hoog de 

atmosfeer in. Deze laatste hoeveelheid is vooral van belang, omdat dit deel van de vluchtige 

stoffen ver weg getransporteerd kon worden en daardoor op grote afstand schade kon aanrichten. 

We nemen dus aan dat het magma bij de uitbarsting zijn vluchtige stoffen stapsgewijs kwijtraakte 

volgens het volgende scenario: 

1. Magma komt met al zijn opgeloste vluchtige stoffen omhoog uit de magmakamer. 

2. Het begin van de uitbarsting is vrij explosief. Hierbij vormt zich eerst een berg tefra, terwijl in 

de eruptiepluim daarboven een grote hoeveelheid vluchtige stoffen vrijkomt. In het deel van 

het magma dat nog ondergronds achterblijft, neemt de concentratie vluchtige stoffen dus af. 

3. Vervolgens komt ook dit gedeeltelijk ontgaste magma omhoog en gaat uitstromen in de vorm 

van een lava. De uitbarsting verloopt dan rustiger. 

4. Tijdens het stromen raakt de lava de overgebleven vluchtige stoffen nog verder kwijt. 

5. Zowel in de vastgeworden tefra als in de vastgeworden lava blijven nog rest-concentraties van 

vluchtige stoffen over, maar het merendeel is de lucht ingegaan. 

H4-12


vt 

mv = mtot(r) (vi - vt) 

mr = mtot(r) vi 

Concentraties van een vluchtige stof (in ppm): 

magmakamer 

Eruptiekolom en 

verre nevel 

lava 

Lokale nevel 

ml+mc = mtot(l) (vt –vc) 

v i = in smelt-insluitsels (in de magmakamer) 

v t = in tefra 

v l = in lava tijdens verplaatsing 

v c = in gestolde lava (na verplaatsing) 

v s = totaal in vaste eruptieproducten 

Massa van een vluchtige stof (v.s.) en van magma, lava en tefra: 

m r = massa v.s. in magmakamer 

m v =massa v.s. ontsnapt bij vulkaankrater 

m l = massa v.s. in atmosfeer tijdens lava verplaatsing 

m c = massa v.s. in atmosfeer na verplaatsing lava 

m s = massa v.s. in vaste eruptieproducten 

m tot(r) = totale massa magma ontgast bij vulkaankrater 

m tot(l) = totale massa lava 

m tot(t) = totale massa tefra 

Omdat de vulkaan lang geleden is uitgebarsten, is het moeilijk om te onderzoeken hoeveel gas er 

precies is vrijgekomen. Bewijsmateriaal dat we nu nog kunnen vinden halen we uit de vaste 

eruptieproducten: de gestolde tefra en lava. De rest-concentraties van vluchtige stoffen in deze 

vaste eruptieproducten kunnen worden bepaald wanneer we monsters nemen in het veld en die 

analyseren in het laboratorium. 

Wanneer we de oorspronkelijke concentraties van vluchtige stoffen in de magmakamer zouden 

kennen, dan kunnen we berekenen hoeveel er in totaal ontsnapt is. Als benadering hiervoor 

gebruiken geologen 'smelt-insluitsels'. Zo’n insluitsel is een hoeveelheid van het oorspronkelijke 

magma dat in de vorm van een minuscuul druppeltje opgesloten zit in een kristal. Deze druppeltjes 

worden ingesloten tijdens de groei van kristallen in de magmakamer waarna ze door het 

omhullende kristal van de omgeving worden afgesloten en dus hun oorspronkelijke samenstelling, 

inclusief de vluchtige stoffen, behouden. De kristallen worden met het magma meegenomen naar 

boven en zitten nu in de vaste eruptieproducten. Smelt-insluitsels zijn dus hele kleine overblijfselen 

van het magma van het stadium voor de uitbarsting. Ondanks hun geringe omvang (soms maar 

vi 

korst 

Figuur 4-9: Schematische weergave van de uitstoot van een 

vluchtige stof bij de uitbarsting van de Laki-vulkaan. Naar 

Thordarson et al. (1996). 

H4-13


enkele micrometers in doorsnede) kunnen de concentraties van vluchtige stoffen met 

geavanceerde technieken bepaald worden. 

Opdracht 4-7*: Smeltinsluitsels 

Een basaltische magma is een vloeibaar mengsel dat bestaat uit vele chemische bestanddelen. 

Wanneer een magma afkoelt zullen hierin vaste stoffen (mineralen) kristalliseren (zoals je al zag in 

paragraaf 4.2). Wanneer een magma van bijvoorbeeld 1300°C afkoelt dan stollen de verschillende 

mineralen (bij verschillende temperaturen). Een voorbeeld hiervan is olivijn (Mg, Fe) 2SiO 4 dat 

doorgaans als eerste zal kristalliseren. 

In kristallen van als eerste uitgekristalliseerde mineralen kunnen smeltinsluitsels voorkomen van 

het oorspronkelijk magma. Leg uit waarom dit niet het geval zal zijn bij mineralen die bij een 

lagere temperatuur uitkristalliseren (bijvoorbeeld kwarts). 

Meer informatie over smelt-insluitsels kan je vinden in 0. 

Het verschil tussen de concentraties in de magmakamer, in de vaste eruptieproducten, en de totale 

hoeveelheid magma dat naar buiten is gekomen, levert ons de hoeveelheid vluchtige stoffen die in 

de atmosfeer zijn terechtgekomen tijdens de uitbarsting. Omdat het erg bewerkelijk is om deze 

berekening uit te voeren voor alle vluchtige stoffen richten we ons in de komende opdrachten op 

zwavel (S) en chloor (Cl). Deze twee bestanddelen van vulkanisch gas hebben ook de grootste 

schadelijke effecten in de atmosfeer. 

Opdracht 4-8**: Hoe groot is de massa van de vluchtige stoffen dat ontsnapt is bij de 

eruptie? 

Stel een vergelijking op voor m b = totale massa van een vluchtige stof dat ontsnapt bij de eruptie. 

Hint: hoeveelheid vóór (in magmakamer) – hoeveelheid ná eruptie (in eruptieproducten) = 

hoeveelheid ontsnapt tijdens eruptie. 

Gebruik in de vergelijking alleen termen met grootheden die we nu, zoveel jaar na de uitbarsting, 

nog te weten kunnen komen. Maak gebruik van figuur 4-9 

Opdracht 4-9***: Hoeveel vluchtige stoffen zijn er ontsnapt? 

We hebben hierboven beschreven dat het proces voor ontgassing stapsgewijs ging. In deze 

opgaven gaan we bepalen hoeveel van elke vluchtige stof er is ontsnapt tijdens de verschillende 

fasen. Maak hierbij gebruik van de afname van de concentraties zwavel en chloor, zoals die 

vermeld staan in tabel 4-1. 

Vul de afname van de concentraties in tabel 4-2 in. 

S Cl 

Smelt-insluitsels, vi 1675 310 

Tefra, vt 490 225 

Lava tijdens transport, vl 350 185 

Gestolde lava na transport, vc 195 150 

Alle vaste eruptieproducten 

(lava+tefra; gewogen gemiddelde), vs 

205 150 

Tabel 4-1: Gemiddelde concentraties (in massa-ppm = mg/kg) van zwavel en chloor in de 

eruptieproducten en smelt-insluitsels. 

∆S ∆Cl 

Afname door totale hoeveelheid ontgassing (vi-vs) 

Afname door ontgassing bij vulkaankrater (vi-vt) 

Afname in de lava tijdens transport (vt-vl) 

Afname in de lava na transport (vl-vc) 

Tabel 4-2: Afname van de concentraties zwavel en chloor (in massa-ppm) tijdens de 

opeenvolgende stadia van de eruptie 

H4-14


Opdracht 4-10***: Hoeveel SO 2 en HCl zijn er uitgestoten? 

In de Tabellen 1 en 2 staan de concentraties van zwavel (S) en chloor (Cl) in de vorm van de 

“pure” elementen. Dit is wat in vaste vulkanische producten gemeten wordt met behulp van 

geavanceerde analysetechnieken. Deze elementen komen echter in gasvorm uit het magma als S- 

en Cl-verbindingen, voornamelijk SO2 en HCl. In deze opgave gaan we berekenen hoe groot de 

hoeveelheden SO2 en HCl zijn die in de verschillende stadia van de uitbarsting als gas uitgestoten 

werden. 

Gebruik de uitkomsten, de gegevens in tabel 4-1, figuur 4-9 en het voorbeeld hieronder om de 

gevraagde grootheden in tabel 4-3 te berekenen (voer deze berekeningen uit in Excel). 

De massa van een vluchtige stof die alleen ontsnapt is bij de vulkaankrater kan je als volgt 

uitrekenen: 

= m ( v − v ) = V ρ ( v − v )r 

mv tot ( r ) i t r x, 

i x, 

t 

waar V r = totale volume van het magma dat bij de eruptie naar buiten kwam = 15.1 km 3 

ρ = dichtheid magma = 2750 kg/m 3 

v x,i = massafractie van element “x” in smeltinsluitsel (dus in het oorspronkelijke magma) 

v x,t = massafractie van element “x” in de tefra 

r = constante om het pure element om te rekenen naar zijn equivalent in de gasvorm =massa 

molecuul/massa element 

De moleculaire massa’s van de verschillende elementen kan je in BINAS vinden. 

Oorspronkelijke massa v.s in magmakamer 

Totale massa v.s ontsnapt door eruptie 

Overgebleven massa v.s in vaste eruptieproducten (lava+tefra) 

Massa v.s ontsnapt bij vulkaankrater 

Tabel 4-3: Massa SO2 en HCl (in kg), v.s. is vluchtige stof. 

Opdracht 4-11**: Verschil in percentages ontsnapt S en Cl 

SO2 HCl 

Wat is het verschil tussen de ontgassingpercentages van S en Cl? Gebruik de gegevens uit de 

vorige opdracht. Speculeer over de mogelijke oorzaken van dit verschil. 

H4-15


Opdracht 4-12**: Hoe verhoudt de uitstoot door Laki zich tot die van alle vulkanen of 

menselijke activiteiten? 

In figuur 4-10 wordt de uitstoot van SO 2 en HCl naar de atmosfeer door de Laki uitbarsting 

vergeleken met de hoeveelheid die alle vulkanen in de wereld in een heel jaar de lucht in blazen, 

en ook met de jaarlijkse wereldwijde stroom die door de mens wordt veroorzaakt. Volgens 

schattingen produceren vulkanen ongeveer 18 x 10 9 kg SO 2 en 6 x 10 9 kg HCl. De mens produceert 

duidelijk meer: ongeveer 68 x 10 9 kg SO 2 en 13 x 10 9 kg HCl. Voor SO 2 zijn het verbranden van 

steenkool, olie en andere industriële activiteiten de belangrijkste bronnen, voor HCl het verbranden 

van biomassa en de gezamenlijke fossiele brandstoffen. 

a. Neem nu de uitkomsten voor de “totale massa v.s ontsnapt door eruptie” in opdracht 4-10 en 

bereken hoeveel keer groter of kleiner de uitstoot van SO 2 en HCl door de Laki is dan de totale 

massa die alle vulkanen wereldwijd in een jaar produceren. 

b. Doe hetzelfde als bij a maar bereken nu hoeveel keer groter of kleiner de uitstoot van SO 2 en 

HCl door de Laki is dan de totale massa die alle mensen wereldwijd in een jaar produceren. 

4.6 Zure regen in Nederland door de Laki uitbarsting. 

De eruptiepluim van de Laki uitbarsting bereikte een hoogte van 9-13 km. Het SO 2- en HCl-gas dat 

ontsnapte bij de krater, bereikte zo de grens tussen de troposfeer en de stratosfeer (zie 0). Hier 

waait een permanente harde luchtstroom, de ‘polar jet stream’. Deze ‘jet stream’ nam een groot 

deel van de gasmoleculen mee, waardoor ze naar het oosten werden getransporteerd. Op 

onderstaande weerkaart (figuur 4-11 en figuur 4-12), dan zie je hoe de deeltjes vanuit IJsland in 

de richting van Nederland getransporteerd konden worden. Tijdens de reis reageerden SO 2 en HCl 

met watermoleculen in de atmosfeer. De beide soorten gasmoleculen gedragen zich doorgaans 

echter nogal verschillend. HCl reageert snel met water en regent dus snel uit. SO 2 zet veel 

langzamer om (in H 2SO 4) en wordt dus over een veel grotere afstand getransporteerd. Zo lang dat 

het Nederland kon bereiken. Vanaf dit punt zullen we ons dan ook alleen op SO 2 concentreren. 

H4-16 

Megaton (= 10 9 kg) 

140 

120 

100 

80 

60 

40 

20 

0 

Door de Laki activiteit 

(8 jun 1783 - 7 feb 1784) 

Door alle vulkanen per 

jaar 

SO2 HCl 

Door de mens wereldwijd 

per jaar 

Figuur 4-10: Gasuitstoot naar de atmosfeer: De activiteit van de Laki in 

vergelijking met de jaarlijkse uitstoot door alle vulkanen en die door de 

mens veroorzaakt (in ca. 2000).


Figuur 4-11: Weerkaart van 23 juni 

1783, met de heersende 

drukcondities in dunne lijnen en de 

‘jet-stream’ richtingen in dikke lijnen. 

Bron: Thordarson & Self, 2003 

Binnen 50 uur had de ‘jet stream’ de SO 2-moleculen al naar Nederland vervoerd. Het duurde echter 

1-3 weken voordat de gevolgen van dit transport zichtbaar waren: een dikke, droge mist en een 

bloedrode zon. Deze vertraging kwam door de langzame reactie van SO 2 met water naar H 2SO 4. De 

gevormde ‘druppeltjes’ hiervan zijn aerosolen (zie 0). Maar hoe ontstaan die nu precies? Om dit 

proces te begrijpen, concentreren we ons op de chemie van zure regen. 

Regen maakt deel uit van de watercyclus; zonlicht verwarmt de oceanen en verdampt water dat 

vervolgens door de atmosfeer wordt getransporteerd en elders weer neervalt als regen of sneeuw. 

In een ‘schone’ atmosfeer levert dit proces zoet water voor meren, rivieren en ecosystemen. Als je 

kijkt naar dit ‘gewone’ regenwater, dan zou je verwachten dat dit neutraal is; een pH van 7. Maar 

omdat in de atmosfeer ook CO 2 moleculen aanwezig zijn (naast onder meer O 2 en N 2 ), en water 

daarmee reageert, is de pH lager dan 7. 

H 2O + CO 2 →H 2CO 3 (pK CO2 (25°C) = 1.47) 

H 2CO 3 + H 2O → H 3O + + HCO 3 - (aq) (pKz1 (25°C) = 6.35) 

Alhoewel H 2CO 3 een zwak zuur is, ontstaat er toch genoeg H 3O + om de pH naar 5,66 te laten 

zakken. 

Opdracht 4-13***: Een pH van 5,66 

Figuur 4-12: Dwarsdoorsnede van punt A naar punt B 

aangegeven in figuur 4.10. Deze figuur laat de 

eruptiekolom van de Laki zien, en het resulterende 

transport van de kolom naar het vaste land van Europa. 

Bron: Thordarson & Self, 2003 

De concentratie CO 2 in de atmosfeer, weergegeven met de partiële druk P CO2, is gelijk aan 10 -3.5 

atm. 

Bereken met behulp van bovenstaande gegevens hoe de pH naar 5,66 zakt. 

a. Stel hiervoor de evenwichtsreacties van de eerder gegeven reactievergelijkingen op en gebruik 

P CO2 = [H 2O][CO 2]. 

b. Substitueer vervolgens en los op. Gebruik ook de regel pH = -log[H 3O + ] 

Sinds het begin van de Industriële Revolutie (ongeveer 1850) is de mens verantwoordelijk voor de 

uitstoot van extra regen ‘verzuurders’, zoals SO x en NO x. De concentratie van deze stoffen zorgt 

dat de pH van regen soms nog sterker is verlaagd, en je van ‘zure regen’ kunt spreken. 

Voor de Industriële Revolutie was er ook al een natuurlijke bron van verzuring: vulkanen. Ook toen 

kon er door uitgestoten vulkanische SO 2 ‘zure regen’ ontstaan. Hoe beïnvloedt SO 2 de pH van 

regen? 

H4-17

oplosbaarheid[g/100ml] 


We hebben al gezien dat SO 2 in gasvorm uit het magma komt. Zwaveldioxide reageert vervolgens 

met verschillende oxidanten (bijvoorbeeld met ozon, O 3) tot SO 3. Dat lost vervolgens in water op, 

en het reageert daarmee tot H 2SO 4 (zwavelzuur): 

H4-18 

SO 2(g) + O 3(g) → O 2(g) + SO 3(g) 

SO 3(g) + H 2O(l) → SO 3(aq) 

SO 3(aq) + H 2O → H 2SO 4 

Zwavelzuur kan vervolgens met water reageren en H 3O + produceren: 

H 2SO 4 + H 2O → H 3O + + HSO 4 - 

HSO 4 - + H2O → H 3O + + SO 4 2- 

SO 2 kan ook meteen met waterdruppeltjes in contact komen en direct reageren met water, waarbij 

zwavelig zuur wordt gevormd: 

SO 2(g) + H 2O(l) → SO 2(aq) 

SO 2(aq) + H 2O → H 2SO 3 

Opdracht 4-14*: Reactievergelijking H 2SO 3 

Ook H 2SO 3 zal in water uiteenvallen. Schrijf de reactievergelijkingen op die de dissociatie van 

H 2SO 3 beschrijven. Hint: bij elke reactie verliest het molecuul een proton oftewel een H + . 

H 2SO 3 + H 2O → ……………………… 

Vanaf nu concentreren we ons op H 2SO 4 ; dit is een sterker zuur en heeft de meeste invloed op de 

pH. Stel nu dat de Laki-vulkaan 122 megaton SO 2 heeft uitgestoten. Neem aan dat maar 5,0 % 

van deze hoeveelheid door de luchtstromen Nederland bereikte. Neem ook aan dat deze 

uiteindelijke hoeveelheid in 32.6 x 10 15 kg lucht zat. 

Opdracht 4-15**: Wat was concentratie SO 2 in de lucht? 

Wat was volgens bovenstaande gegevens de concentratie SO 2 in deze lucht? Druk je antwoord uit 

in massa-ppm. Gebruik weer massa-ppm = mg/kg. 

Opdracht 4-16**: Is er een maximum voor oplosbaarheid SO 2 in regenwater? 

De SO 2 lost dus op in water. De oplosbaarheid van SO 2 in water is aan een maximum gebonden, 

dat bepaald wordt door de temperatuur. 

Zal de pH die in de regendruppels bereikt wordt van deze maximum oplosbaarheid afhankelijk zijn? 

Gebruik figuur 4-13 om deze vraag te beantwoorden. 

25 

20 

15 

10 

5 

Oplosbaarheid SO2 

0 

0 20 40 60 80 100 120 

T[graden C] 

Figuur 4-13: 

Grafiek van de 

oplosbaarheid van 

SO2 in water bij 

verschillende 

temperaturen.


Opdracht 4-17***: Bereken pH regenwater als gevolg van vulkaanuitbarsting 

Ga ervan uit dat alle SO 2 oplost in het water dat in de lucht aanwezig is (9 gram H 2O per kg lucht). 

a. Wat is de concentratie van SO 2 in mol/L? Gebruik moleculaire massa= 64 mol/g en de 

concentratie van SO2 uit vraag 14. 

b. Wat is de concentratie van H 3O + en daarmee de pH van het regenwater? 

Gebruik de molaire massa van SO 2 en de dichtheid van water (gebruik hiervoor BINAS). Hint: 

maak gebruik van de netto reactie van SO 2(g) naar SO 4 2- (aq) en neem aan dat die reactie volledig 

verloopt. 

4.7 De gevolgen van zure regen. 

Zure regen heeft veel negatieve gevolgen, o.a. 

6. Lagere pH van oppervlaktewateren leidt tot schade aan de vispopulatie en andere waterdieren 

(bij een pH


De aantasting van gebouwen of monumenten vindt vooral plaats aan de buitenkant. Dit betekent 

dat zure regen makkelijk de details van reliëfwerk kan vernielen (bijv. beeldfiguren van steen, zie 

figuur 4-14a en b). Gelukkig blijft de stevigheid van gebouwen vaak wel intact. 

De omvang van de schade wordt niet alleen bepaald door de pH van zure regen, maar ook door de 

hoeveelheid water dat een bepaald oppervlak te verwerken krijgt. Oppervlakken die beschermd 

worden door afdakjes of andere facetten, worden veel minder snel aangetast. De beschermde 

delen kunnen echter op een andere manier worden aangetast. Als het water opdroogt, laat het de 

opgeloste ionen achter. Wanneer een oplossing met calcium- en sulfaationen indampt, 

kristalliseren de ionen als gips CaSO 4▪2H 2O(s). Dit is een calciumsulfaat met twee watermoleculen 

per CaSO 4 als kristalwater. Gips is erg zacht (hardheid 2) en heeft vaak plaat- tot naaldvormige 

kristallen. Verder heeft het een open kristalstructuur en vormt daardoor poreuze lagen. Dit 

mineraal is oplosbaar in water, dus zal het weer wegspoelen van plekken die veel regen te 

verwerken krijgen. Maar op beschutte plekken die uit de grote waterstroom blijven, kan gips 

ophopen. Het trekt hier stof, koolstofdeeltjes, droge as en andere vervuilende stoffen aan (onder 

meer door de open kristalstructuur, zie figuur 4-17a t/m figuur 4-17b). De oppervlakken waarop 

gips zich verzameld worden dan zwart. 

H4-20 

Figuur 4-14a: Op deze foto, gemaakt 

in 1910, zie je een standbeeld dat de 

Lincoln kathedraal in Engeland 

decoreert. Het beeldje is dan al 400 

jaar oud, maar nog in goede staat. 

Bron: Humphreys, 2003 

Figuur 4-17a: Zwarte 

aanslag aan de 

buitenkant van een 

kalksteen-gebouw in 

Chicago. Bron: USGS, 

1997 

Figuur 4-17b: Gipskorst 

op een marmeren 

balustrade in 

Washington DC. Bron: 

USGS, 1997 

Figuur 4-14b: In 1984, slechts 74 

jaar na foto a, heeft zure regen het 

figuurtje zo ver aangetast dat het 

nauwelijks herkenbaar is gebleven. 

Bron: Humphreys, 2003 

Figuur 4-17c: Foto 

gemaakt door een 

electronen-microscoop 

van gips-kristallen met 

zichtbare vuildeeltjes 

‘gevangen’ door de open 

structuur. Bron: USGS, 

1997


Een nog ernstiger situatie ontstaat wanneer water met opgeloste sulfaationen diep in de poriën van 

de kalksteen binnendringt. De poriën hebben samen een oppervlak dat vele malen groter is dan 

het buitenoppervlak van een gebouw of monument, waardoor reactie met de kalksteen sterk wordt 

versneld. Als het zure water in de poriën binnendringt, vormen zich gipskristallen in het 

poriënsysteem. Deze kristallen hebben een relatief groot volume, en kunnen daardoor de steen uit 

elkaar drukken en doen breken, waardoor de fundamentele structuur wordt aangetast. Het water 

lost vervolgens het gips weer op en neemt ook de erosie-producten mee. Dit leidt tot instabiliteit. 

De porositeit is dus een belangrijke factor in de duurzaamheid van het bouwmateriaal. 

Opdracht 4-20**: Nadelige effecten zure regen op oude gebouwen 

Stel dat er nu door een grote vulkaanuitbarsting zure regen terechtkomt op het Monument op de 

Dam in Amsterdam en de Dom van Utrecht. 

Voor welke van de twee zal dit de meeste schadelijke gevolgen hebben? 

Hint: Maak voor het beantwoorden van deze vraag gebruik van de volgende internetbronnen: 

http://www.nitg.tno.nl/ned/products/stenen%20rond%20de%20dom%208%20pag.pdf 

http://www.monumentenonderhoud.nl/projecten/dam2.html 

Opdracht 4-21*: Wat gebeurt er met de pH tijdens de reactie? 

Hierboven heb je gezien dat calciumcarbonaat reageert met H 2SO 4. 

Wat gebeurt er met de pH tijdens de reactie en waarom? 

Opdracht 4-22***: Hoeveel CO 2 komt er vrij? 

Neem aan dat de pH van de gevormde zure regen 3.19 is, en alle H 2SO 4 wordt geconsumeerd in de 

reactie met calciumcarbonaat. 

Gebruik weer -log[H 3O + ] = pH, en de reactievergelijking. 

a. Hoeveel gram CaCO 3 wordt opgelost (per liter regenwater)? 

Neem aan dat de molmassa CaCO 3=100.09 g/mol is. 

We hebben gezien dat door de reactie van de zure regen en het kalkgesteente er CO 2 vrij kwam. 

b. Hoeveel gram CO 2 komt er vrij bij de reactie (per liter regenwater)? Neem de molmassa van 

CO 2=44.01 g/mol. 

Opdracht 4-23***: Hoeveel liter zure regen is er nodig om het monument op de Dam op 

te lossen? 

Het Monument op de Dam is 22 m hoog. Neem aan dat het een cilinder is van 4.5m doorsnede. 

a. Uit hoeveel kg steen bestaat het monument totaal? Neem hierbij aan dat de dichtheid van het 

gesteente 2.93 g/cm 3 is. Hint: inhoud is πr 2 h. 

b. Hoeveel liter van het zure regenwater zou dan nodig zijn om het helemaal op te lossen? 

Gebruik de gegevens uit vraag 21a. 

EINDOPDRACHT H4. Beantwoording hoofd- en paragraafvragen van dit hoofdstuk 

a. Geef een antwoord op de zeven paragraafvragen en de hoofdvraag die aan het begin van dit 

hoofdstuk genoemd worden. 

b. Heeft dit hoofdstuk voor jou ook nieuwe vragen opgeroepen? Zo ja, schrijf ze op. 

H4-21


Bijlage 4-1 Smelt-insluitsels 

De populaire opvatting dat de vaste korst van de Aarde zou drijven op een “zee” van gesmolten 

gesteente is niet juist. In werkelijkheid wordt magma gevormd op plaatsen waar aanwezig vast 

gesteente gaat smelten bij veranderende omstandigheden, bijvoorbeeld bij toenemende 

temperatuur of afnemende druk. Doorgaans gebeurt dat ergens in het bovenste gedeelte van de 

mantel. 

Omdat gesmolten gesteente een lagere dichtheid heeft dan het omringende vaste gesteente, komt 

het langzaam omhoog. Vaak verzamelt zo’n smelt zich geleidelijk in een ruimte dichter onder het 

aardoppervlak, een magmakamer, voordat het tot een eruptie komt. Als het magma hier een 

beetje afkoelt, dan zullen zich kleine kristalletjes van één of meerdere mineralen vormen. Norman 

L. Bowen ontdekte al in de jaren ’20 van de vorige eeuw dat die mineralen in een bepaalde 

volgorde kristalliseren: olivijn, pyroxeen, amfibool, biotiet, veldspaat en kwarts. In een basaltisch 

magma zal olivijn doorgaans als eerste kristaliseren (zie ook paragraaf 4.2). 

Als zo’n kristalletje heel snel groeit, dan kan het een druppeltje van de smelt “opsluiten” in zijn 

structuur. Zo’n klein volume ingesloten smelt heet een smelt-insluitsel (zie Figuur 4-18). Als smeltinsluitsels 

eenmaal ‘gevangen’ zitten, dan zijn ze (meestal) beschermd tegen invloeden van 

buitenaf die het magma als z’n geheel wel beïnvloeden. De oorspronkelijke samenstelling blijft zo 

Figuur 4-18: Foto B: Verschillende langwerpige smelt-insluitsels, de meeste zonder gasbellen 

Zichtveld is 700 µm. Foto C:. Gekristalliseerd smelt-insluitsel in kwarts. Foto E. Drie glazige, 

luchtbel-vrije smelt-insluitsels van verschillende grootte. Bron: Lowenstern, 2003. 

bewaard. 

Smelt-insluitsels zijn extreem klein (diameter ongeveer 1–300 µm; µ =10 -6 ) en dus moeilijk te 

onderzoeken. Geavanceerde technieken (bijvoorbeeld met een electron microprobe of een ion 

microprobe) maken het echter mogelijk om veel informatie uit deze smelt-insluitsels te halen, 

bijvoorbeeld: 

omdat deze smelt-insluitsels vormen tijdens de groei van kristallen in de magmakamer, is het 

mogelijk om te weten te komen wat de samenstelling was van het magma waaruit de kristallen 

begonnen te groeien (onder meer hoeveel vluchtige stoffen het magma bevatte). Dit is belangrijke 

informatie. Zoals je hebt gezien gebruiken geologen die informatie onder andere om uit te rekenen 

hoeveel vluchtige stoffen er vrijgekomen zijn tijdens een vulkaanuitbarsting. 

smelt-insluitsels geven ook informatie over druk- en temperatuuromstandigheden waaronder 

magma’s gaan kristalliseren. Ze vertellen dus het nodige over de geschiedenis van een magma. 

Als smelt-insluitsels heel langzaam afkoelen, kunnen ze zelf ook gaan kristalliseren. In Figuur 4-19 

zie je wat er kan gebeuren, afhankelijk van de snelheid van afkoelen. 

H4-22


Een smelt-insluitsel dat bestaat uit glas met een gasbelletje geeft informatie over de diepte waarop 

het kristal gevormd is, terwijl gekristalliseerde smelt-insluitsels meer inzicht verschaffen in de 

snelheid van eruptie en/of afkoeling. 

Bronnen: 

Figuur 4-19: Schematische weergave van vier smelt-insluitsels 

die afgekoeld zijn met verschillende snelheden. A. tijdens snel 

afkoelen vormen geen kristallen en geen gasbelletjes, maar 

transformeert het (vloeibare) smelt-insluitsel naar (vast) glas. 

B. een gasbelletje kan vormen als de afkoeling iets minder snel 

verloopt. C. door diffusie (verplaatsing van atomen door het 

smelt-insluitsel heen) tijdens langzaam afkoelen kan de gasbel 

groeien en de smelt gedeeltelijk kristalliseren. D. zeer 

langzaam afkoelen heeft tot gevolg dat het smelt-insluitsel 

bijna volledig kan kristalliseren. Bron: Lowenstern (2003) 

Lowenstern, J.B. USGS Melt Inclusion Page. August 2003. 1 December 2006. 

http://volcanoes.usgs.gov/staff/jlowenstern/Melt%20Inc%20Page/melt_inclusion_page.html 

Marshak, S. Earth: Portrait of a Planet. New York: W.W. Norton & Company, 2001. pp. 137-147. 

H4-23


Bijlage 4-2 De atmosfeer van de Aarde 

De Aarde is omringd door een deken van 

lucht, die we de atmosfeer noemen. De 

atmosfeer strekt zich uit tot wel 700 

kilometer boven het aardoppervlak. 

Vroeger bestudeerde men de atmosfeer 

voornamelijk met behulp van weersverschijnselen. 

Tegenwoordig kan men met 

het gebruik van gevoelige ruimteinstrumenten 

een veel beter idee krijgen 

van het functioneren van onze atmosfeer. 

De atmosfeer is van levensbelang voor het 

leven op Aarde. Ze bevat zuurstof die 

nodig is om te kunnen ademen, en 

beschermt ons tegen ultraviolette straling 

van de zon en inslagen van (kleine) 

meteorieten. De atmosfeer houdt zoveel 

warmte vast dat er op Aarde een leefbare 

temperatuur heerst. Het weer dat ontstaat 

door luchtstromingen in de troposfeer 

zorgt ervoor dat er een constante circulatie 

is van water via waterdamp naar regen en 

weer terug naar water, een erg belangrijke 

kringloop. 

De atmosfeer kan verdeeld worden in 

verschillende lagen (zie Figuur 4-20) die 

geïdentificeerd zijn met behulp van 

thermische eigenschappen 

(temperatuurverschillen), chemische 

samenstelling, en dichtheid (zie ook 

BINAS). 

Troposfeer 

De troposfeer is de onderste laag van de atmosfeer en is tussen de 8 en 17 km dik. Dit deel van de 

atmosfeer heeft de hoogste dichtheid en bevat 75% van alle gassen van de atmosfeer. De 

troposfeer is aan de grond het warmst en wordt naar de bovengrens (tropopause) toe snel koeler: 

de temperatuur daalt van ongeveer 17ºC aan het aardoppervlak tot -60 ºC op 15 km hoogte. 

Hierdoor is de lucht vrij instabiel. Warme lucht is relatief licht en wil graag opstijgen, terwijl koude 

lucht juist dicht is en graag wil zinken. Het weer speelt zich voornamelijk af in de troposfeer. 

Stratosfeer 

De stratosfeer loopt van de tropopause en heeft als bovengrens de stratopause, die 50 km boven 

het aardoppervlak ligt. Naarmate je hoger komt in de stratosfeer wordt de lucht steeds warmer. De 

temperatuur loopt op van ongeveer -60°C aan de onderkant tot 10°C bij de stratopause. 

De stratosfeer bevat 19% van alle gassen van de atmosfeer en heeft heel weinig waterdamp. In 

vergelijking met de troposfeer zijn de bewegingen van de gassen heel rustig en voornamelijk 

horizontaal. Dit verklaart de gelaagde structuur van hele hoge stratus-wolken. In de stratosfeer 

bevindt zich een laag ozongas (de ozonlaag) die de schadelijke ultraviolette stralen van de zon 

tegenhoudt. De toename van temperatuur kan dan ook worden verklaard door het opnemen van 

zonnestraling door gassen zoals ozon. 

Mesosfeer 

De Mesosfeer is de volgende laag boven de stratopause en loopt tot de bovengrens (mesopause), 

die 80 km boven de Aarde ligt. De gassen in de mesosfeer zijn te ijl om veel zonnewarmte op te 

nemen. Daarom daalt de temperatuur hier wel. Toch is de lucht hier dicht genoeg om meteorieten 

die in de atmosfeer terecht komen, te vertragen. De meteorieten gloeien dan op, en wij zien op 

H4-24 

Figuur 4-20: Schematische weergave van de 

verdeling van de atmosfeer in verschillende 

lagen. De rode lijn geeft het 

temperatuursverloop aan.


Aarde lichtstrepen aan de nachtelijke hemel. De temperaturen in de mesosfeer dalen tot het 

laagste niveau in de atmosfeer: -120°C bij de mesopause. 

Thermosfeer 

Boven de mesopauze begint de temperatuur weer te stijgen: deze laag heet de thermosfeer. 

Overdracht van warmte door conductie (geleiding) is erg belangrijk in deze laag. De gassen hierin 

zijn nog ijler dan die in de mesosfeer, maar ze absorberen ultraviolet licht van de zon. Hierdoor 

lopen de temperaturen aan de bovenkant (700km) op tot 2000°C. In de thermosfeer ligt nog een 

aparte laag, de ionosfeer, die van 100 km tot 300 km boven het aardoppervlak loopt. 

Ionosfeer: 

De ionosfeer is dus een deel van de thermosfeer. Deze laag bestaat uit geïoniseerde (met een 

positieve of negatieve lading) gasdeeltjes geproduceerd door UV-licht. De ionosfeer heeft de 

belangrijke eigenschap dat radiosignalen die vanaf de Aarde uitgezonden worden, teruggekaatst 

worden. Hierdoor zijn alle delen van de wereld via radio bereikbaar. 

Exosfeer: 

De exosfeer is de buitenste laag van de atmosfeer en loopt van 700 km tot 

800 km boven de Aarde. In deze laag worden gassen steeds ijler en 

verdwijnen ze geleidelijk in de ruimte. In deze regio zijn waterstof en helium 

de belangrijkste componenten (ze komen alleen voor in extreem lage 

dichtheden). 

Samenstelling van de atmosfeer 

De atmosfeer bestaat voornamelijk uit: stikstof (N 2, 78%), zuurstof (O 2, 

21%), en argon (Ar, 1%). Andere belangrijke componenten zijn: water (H 2O, 

0 - 7%), ozon (O 3, 0 - 0.01%), en koolstofdioxide (CO 2, 0.01-0.1%). 

Bronnen: 

ThinkQuest. SpaceShip Earth. , http://mediatheek.thinkquest.nl/~ll125/nl/home_nl.htm> 

NASA. Liftoff to Space Exploration. http://liftoff.msfc.nasa.gov/ 

Encyclopædia Britannica 2005 Ultimate Reference Suite DVD. Atmosphere. Copyright © 1994-2003. 

Encyclopædia Britannica, Inc. November 26, 2006. 

H4-25


Bijlage 4-3 Aerosolen 

Aerosolen zijn heel kleine zwevende vaste deeltjes in de lucht. Sommige komen van nature voor, 

door vulkaanuitbarstingen, fijn-stof stormen (bijvoorbeeld Saharazand in Nederland in de zomer), 

bos- en graslandbranden, vegetatie, en ‘stuivend’ zeezout. Menselijke activiteiten, zoals het 

verbranden van fossiele brandstoffen en de verandering van natuurlijke landschappen, produceren 

ook aerosolen (Figuur 4-21). 

Aerosolen worden in vijf categorieën ingedeeld (op basis van korrelgrootte en samenstelling): stof, 

roet, sulfaat, zeezout (ook wel mariene aerosol genoemd) en organisch aerosol. Stof en zeezout 

hebben een typische diameter groter dan 1 µm (=10 -6 m); roet, sulfaat en organisch aerosol 

hebben een typische diameter kleiner dan 1 µm. 

Aerosolen geproduceerd door menselijke activiteiten vormen wereldwijd ongeveer 10% van het 

totaal aan aerosolen in de atmosfeer. Het grootste gedeelte van die 10% is geconcentreerd op het 

Noordelijk halfrond, in het bijzonder in de buurt van industriële terreinen, brandcultuur regio’s en 

weilanden met overbegrazing. 

De huidige wetenschap weet nog niet precies hoe aerosolen het klimaat beïnvloeden. Ook de 

relatieve bijdrage van natuurlijke en door de mens geproduceerde aerosolen is nog niet duidelijk. 

Bovendien is slecht bekend wat het algemene effect is van aerosolen: een verkoeling of een 

verwarming van onze planeet? 

Waarom maken we ons druk om aerosolen? 

Om twee redenen is het belangrijk om concentraties van aerosolen in de lucht te meten. Ten eerste 

veroorzaken aerosolen “smog” (smoke and fog = rook en mist), dat tot ademhalingsproblemen kan 

leiden (zie Figuur 4-22). Dit probleem doet zich voor in grote steden waar veel fossiele 

brandstoffen worden gebruikt en dus veel aerosolen zijn. 

H4-26 

Figuur 4-21: Aerosolen groter 

dan 1 micrometer (=10 -6 m) 

worden geproduceerd door stof 

en zeezout dat door de wind 

wordt meegevoerd. Aerosolen 

kleiner dan 1 micrometer 

worden voornamelijk gevormd 

door condensatieprocessen 

zoals de omzetting van SO2 

naar sulfaat-deeltjes, en door 

vorming van roet en rook 

tijdens verbrandingsprocessen. 

Na hun vorming mengen 

aerosolen zich en worden ze 

getransporteerd door de 

atmosfeer. Het belangrijkste 

proces dat aerosolen weer uit 

de lucht haalt is neerslag 

(regen, sneeuw, hagel). Bron: 

NASA


Figuur 4-22: Smog boven Mexico-stad. Bron: KNMI 

Ten tweede spelen aerosolen een rol bij het broeikaseffect. De aanwezigheid van aerosolen heeft, 

afhankelijk van het type aerosol, twee effecten op de warmtehuishouding van de Aarde: verkoeling 

of verwarming. Net als broeikasgassen kunnen ze infrarode straling absorberen die de Aarde 

uitzendt. Afkoeling bestaat uit een direct en een indirect effect. 

Direct effect: aerosolen reflecteren zonlicht en reduceren daarmee de hoeveelheid zonnestraling 

Figuur 4-23a: Wolken met lage aerosol 

concentratie en een paar kleine druppels 

reflecteren licht slecht, waardoor de 

meeste zonnestraling het aardoppervlak 

kan bereiken. Bron: NASA 

Figuur 4-23b: Wanneer er veel aerosolen in 

wolken zijn, zijn er nucleatiepunten voor de 

vorming van veel regendruppeltjes. Tot 90% 

van de zichtbare straling wordt teruggekaatst 

naar de ruimte. Bron: NASA 

H4-27


die ons aardoppervlak bereikt (zie Figuur 4-23a). De grootte van dit afkoeleffect hangt af van de 

grootte en de reflectiviteit van de aerosolen. 

Indirect effect: aerosolen veranderen de eigenschappen van wolken. Zonder aerosolen in de lucht, 

zouden we geen wolken hebben. Het is namelijk erg moeilijk om wolken te vormen zonder kleine 

aerosolen die functioneren als kiemen die nodig zijn om de vorming van waterdruppeltjes te 

starten. Als er meer aerosolen zijn, verwachten wetenschappers dat er meer druppeltjes vormen in 

de atmosfeer. Omdat de totale hoeveelheid gecondenseerd water in de wolk niet veel verandert, 

moet de gemiddelde druppel kleiner worden. Dit heeft twee gevolgen: wolken met kleinere 

druppeltjes reflecteren meer zonlicht (zie Figuur 4-23b) en zulke wolken blijven langer in de 

atmosfeer, omdat het meer tijd kost voor kleinere druppeltjes om samen te voegen naar grotere 

druppels die wel kunnen vallen. Beide effecten verhogen de reflectie van zonlicht terug naar de 

ruimte. 

Onder normale omstandigheden vormt de meerderheid van aerosolen een dunne nevel in de 

atmosfeer (troposfeer) waar ze binnen een week uit de lucht gespoeld worden door regen. 

Aerosolen worden echter ook gevonden in de stratosfeer. Een grote vulkanische uitbarsting kan 

grote hoeveelheden aerosolen in de stratosfeer brengen (zie Figuur 4-24). Omdat het ‘weer’ zich 

afspeelt in de troposfeer en het dus niet regent in de stratosfeer, kunnen aerosolen maanden tot 

jaren in de stratosfeer blijven. De effecten hiervan zijn niet alleen prachtige zonsondergangen, 

maar ook koelere zomer- en soms ook lagere wintertemperaturen. 

Tijdens de laatste 30 jaar is er veel vooruitgang geboekt in de kennis over aerosolen. 

Wetenschappers kunnen verschillende types onderscheiden en hebben algemene ideeën over de 

hoeveelheid aerosolen per seizoen en per locatie. Toch ontbreken er nog essentiële details over 

eigenschappen en hoeveelheden om het effect van aerosolen op temperatuur aan het 

aardoppervlak precies te kunnen bepalen. Tot nu toe is het nog niet mogelijk geweest om deze 

effecten van aerosolen op wereldschaal goed vast stellen. 

Gebaseerd op: 

H4-28 

Figuur 4-24: Aerosolen uitgestoten door willekeurige vulkaan. Bron: NASA. 

• NASA Earth Observatory. Aerosols and Climate Change. 

 

• KNMI. Aërosolen.

Keuzehoofdstuk 4. Vulkanen

Transform your PDFs into Flipbooks and boost your revenue!

Delete template?

Save as template ?