domingo, 21 de abril de 2013

La Edad del Impacto Más Antiguo. Barberton.


Barberton. Historia de la Tierra 1
La Edad del Impacto Más Antiguo          
23 de Agosto de 2002.
 
Un equipo de geólogos ha determinado la edad de la colisión más antigua de un meteorito contra la Tierra, un fenómeno catastrófico que generó ondas de choque masivas a través del planeta, miles de millones de años antes de que un evento similar acabara con los dinosaurios.

El estudio, publicado en la revista Science, indica que el citado meteorito chocó contra nuestro planeta hace 3.470 millones de años. Se produjeron seguramente impactos anteriores, pero no tenemos pruebas geológicas sobre ellos.

Donald R. Lowe (Stanford University) y Gary R. Byerly (Louisiana State University), coautores del trabajo, explican que aún no han encontrado ni el material extraterrestre del objeto, ni el cráter que produjo, pero que hay evidencias que indican que el cuerpo tenía unos 20 km de diámetro, duplicando el tamaño del que se supone pudo señalar el declive de los dinosaurios, hace 65 millones de años.

El fenómeno tuvo consecuencias muy importantes. Lowe y Byerly han encontrado depósitos producidos por el impacto en Sudáfrica y Australia, pero no saben dónde cayó exactamente. Los geólogos realizaron análisis geoquímicos muy precisos en muestras de rocas pertenecientes a dos de las formaciones más antiguas conocidas: en Barberton (Sudáfrica) y Pilbara (Australia). En ellas pueden encontrarse rocas que se formaron hace más de 3.000 millones de años, cuando la Tierra tenía poco más de mil millones de años y las bacterias unicelulares eran los únicos seres vivos del planeta.

Las antiquísimas rocas estudiadas son algunas de las rocas sedimentarias y volcánicas mejor conservadas que se conocen. Existen otras aún más viejas, pero se han visto afectadas por muchos procesos geológicos, con lo que no pueden decirnos mucho sobre cómo era la Tierra de entonces.

Lowe y Byerly empezaron a recoger muestras de las formaciones sudafricana y australiana hace más 20 años. Ambas regiones poseen capas de roca de unos 3.500 millones de años, las cuales contienen pequeñas partículas esféricas, conocidas por ser un subproducto frecuente de las colisiones de meteoritos. Proceden de la nube de roca evaporada posterior al impacto y que finalmente se condensa en forma de gotas, las cuales se solidifican y caen al suelo.

Las esferas producidas por el meteorito de hace 65 millones de años tienen unos 2 cm de diámetro. En cambio, las encontradas en Sudáfrica y Australia tienen entre 20 y 30 cm. Un análisis químico revela en ellas la presencia de altas concentraciones de metales raros, como el iridio, poco frecuente en la Tierra pero común en los meteoritos.

Para determinar con mayor precisión cuándo ocurrió el choque, se ha empleado una técnica llamada SHRIMP RG (Sensitive High-Resolution Ion MicroProbe Reverse Geometry). Este aparato puede establecer la edad de pequeños granos de zirconio, ya que contienen isótopos de uranio radiactivo atrapados durante miles de millones de años. Midiendo el grado de desintegración radiactiva se puede saber su edad.

Para conocer la antigüedad de las rocas sudafricanas y australianas examinadas, se obtuvieron granos de zirconio de su interior. El SHRIMP RG permitió entonces datarlas en unos 3.470 millones de años, +/- 2 millones de años.

Lowe cree que, en aquella época, la Tierra estaba cubierta principalmente de agua. No existían grandes bloques continentales como los de ahora, sino muchos microcontinentes. Si el volumen de agua era el mismo que el actual, el océano tendría unos 3,3 km de profundidad.

El impacto del meteorito gigante debió crear enormes olas de kilómetros de altura, tsunamis increíbles que causarían una tremenda erosión sobre los microcontinentes, además de afectar al fondo marino.

Lowe y Byerly han encontrado también evidencias de colisiones de meteoritos más recientes en Sudáfrica. La potencia de sus impactos podría haber bastado para formar grietas y dar forma a las actuales placas tectónicas en movimiento. Su antigüedad, 3.200 y 3.300 millones de años, coincide con periodos de cambios tectónicos importantes.

Lowe también prepara un estudio en el que se sugiere que la temperatura media en el planeta, en aquellas épocas, era muy alta, unos 85 grados C. Sólo las bacterias vivían en el gran océano.

Lurraren barruko dinamika


Lurraren barruko dinamika


 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Litosferako plakak

 

Geologiako ikerlariek osatutako azken teorien arabera, Lur planetaren kanpoaldea, lurrazala edo litosfera, ez da Lur osoa estaltzen duen pieza bakar bateko geruza, hainbat zati edo plaka dituen baizik. Irudi bat erabiliz, litosfera puzzle erraldoi bat bezala dela pentsa genezake, eta plakak dira puzzle horretako zatiak.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Kontinenteen jitoa

 

Geologiaren historian garrantzi berezia izan duen gizon bat aipatu behar dugu<. Alfred Wegener (1890-1930).

Wegenerek 1910. urte aldera izan omen zuen kontinenteen jitoa izenarekin ezagutzen den teoriaren intuizioa eta 1915. urtean argitaratu zuen Kontinenteen eta ozeanoen sorrera izeneko liburua. Liburu horretan bildu zituen Wegenerek ordura arte zagutzen ziren eta kontinenteen jotiaren hipotesia (bere teoriaren oinarria) bultzatzen zuten froga zientifiko guztiak. Wegenerren teroriaren arabera, duela 200 bat milioi urte, lurrazalaren gainean ez zegoen kontinente erraldoi bakar bat besterik (Pangea) ozeano erraldoi batek (Panthalasa) inguratuta.

 

Gero,Pangea hori lur zati txikiagotan banatu zen eta zati bakoitza bere aldetik abiatu zen. Egun ere urrutiratzen horrek jarraitu egiten du urtero hainbat zentimetro mugituz.

 

 

Plaken tektonika: teoria berri bat

 

Lurraren azala, litosfera, hainbat zatitan banatuta dago eta zati horietako bakoitzari plaka deitzen diogu. Plaka horiek mugitu egiten dira litosferaren azpian dagoen astenosfera izeneko geruzaren gainean, Lurraren barneko enegiak eraginda. Plaka horiek elkarrengana hurbildu edo urruntzen direnean, plake ertzean sumatzen dira, batik bat, adaketa eta eragin geologikoak.

Halaxe uste dute zientzialariek eta gaur egun teoria hau da geologo gehienek ontzat  ematen dutena, berak esplika baititzake hobekien Lurraren egitura, bere funtzionamendua eta bertan gertatzen diren aldaketa geologikoak. Teoria plaken tektonikaren teoria deitzen zaio.

 

 

 

 

Litosferako plaken mugimendu-motak

 

Litosferako plakek nolako mugimendu-motak dituzten eta mugimendu horiek direla medio plaka horien ertzetan nolako dinamika bereziko hainbat egitura geologiko aurki daitezkeen ikusteko aukera daukagu.

Gaur dakiguna jakinda, badirudi ez dagüela inolako zalantzarik motor hori zein den esateko garaian: Lurraren barneko energia, grabitatearekin batera, da lurrazaleko plaken dinamikaren eragile nagusia.

 

 

 

Zein da plaka mugiarazten dituen mekanismoa?

 

Uste denez, Lurraren mantuan konbekzio.korronteak sorteen dira bertako material urtuan, lapiko edo eltze batean patata-purea edo zopa berotzen direnean gertatzen den era berean, edota Eguzkitiko energiak atmosferako airean sortzen dituen korronteen antzekoak.

 

Lurrazaletik beherantz hasten garenean tenperatura igo egiten dela ikuz genezake: zenbat eta sakonagora jaitsi hainbat eta tenperatura altuagoa.

 

Esan genezake, beraz, orokorrean tenperatura igo egiten dela lurrazalean barneratzen garen neurrian, baina tenperatura hori handiagoa da ozeano-gandorren (dortsalen) azpian sakonera berdintsua duten subdukzioko zonetan baino. Gertakari horietatik ondorioztatzen da, urtutako material beroak dortsalen azpiko guneetatik gora egiten dutela, lurrazaleraino iristen direla (bitartean ozeano-gandor edo ozeano azpiko mendikate sortuz). Horrekin batera, material hotzagoek subdukzio-zonetan behera egiten dute.

 

Hori gertatzen ari den bitartean, konbekzio-korronteen eraginez, astenosferako materialak leku batetik bestera mugitzen dira eta mugimendu horretan berarekin batera eramaten dituzten gainean dauden litosferako plakak. Horrela, gorantz egiten duten konbekzio-korronteak elkartzen diren lekuetan, plakak bereizten hasten dira, eta behera egiten duten lekuetan plakak hurbildu egiten dira, bi plaken arteko talkak eraginez.

 

Konbekzio-korrontearen mekanismoari esker, plaken tektonikaren teoriak gure planetako prozesu geologikoak nola gertatzen diren esplikatzen ditu era globalean. Konbekzio-korronteek energiaren transferentzia erakusten dute, Lurrak bere barnetik kanpoko aldera egiten duen energia.transferentzia. Lurreko prozesu geologikoen motorra den planeta barneko energia, berriz, Lurreko elementu erradioaktiboen desintegraziotik eta planetaren osaketa garaian bildutako energiatik dator.

 

 

Litosferalo plaken mugimenduak eta plaken ertzetan gertatzen diren fenomenoak

 

Litosferako plaken artean hainbat motatako mugimenduak gerta daiteke, eta mugimendu horiek hainbat fenomeno jakin sortzen dituzte plaka horien artean.

Hiru mugiemendu-mota aztertuko ditugu jarduera honetan: rtz dibergenteak (plakak urrutiratzen direnean),  ertz pasiboak ( plakak hurbiltzen direnean), ertz pasiboak edo eraldaketa-ertzak (plakak alboka mugitzen direnean)

 

Ertz dibergenteak. Itsasoko zabalera.

 

Plakak urrutiratzen ari direnean ertz dibergenteen fenomenoa gertatzen da. Ozeano-gandor (dortsal ozeaniko) baten osaketari dagokion mugimendua da.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

                                                                                                                                                       Ozeano-gandorrak itsasazpiko mendikateak izaten dira eta mendukate horren erdigunetik astenosferako material urtuak (magma) kanporatzen dira.

Material urtu hori itsas azpira isurtzen denean, solidotu egiten da eta denborarekin erdigunetik bereizten hasten da (gogoratu plakak urrutiratzen ari direla) erdigune horretan sakonune  berri bat sortuz. Prozesu horrek denbora luzez jarraitzen du bi plakak gero eta gehiago aldenduz.

 

Ertz dibergenteak litosfera ozeaniko eta erliebearen sortzaileak dira, bertan sortzen baita itsas azpiko litosfera berria, ozeano hondoak zabaldu egiten ditu eta horrek itsas azpiko ozeano-gandorren osaketa dakar berekin, dortsal ozeanikoaren osatzea. Ertz dibergenteak dauden lekuetan lurrikarak (itsasikarak esan beharko genuke) gertatzen dira eta sumendi-kate luzeak daude ozeano-gandor horren erdigunean.

 

Ozeanoaren hondoan murgildurik daude. Ertz horietan, rift izeneko pitzadura erraldoi dago, 25-50 km bitarteko zabalerakoa. Pitzaduraren alde bakoitzean dortsal bana dago, eta horien zabalera 200 eta 1000 km artekoa izan daiteke.

 

Riftean etengabeko iharduera bolkaniko handia dago: laba mantso-mantso isurtzen da pitzaduraren bi aldeetara. Laba hori berehala hozten da, riftaren bi aldeetan litosfera ozeaniko berria eratzen delarik.  Horixe da Atlantikoa zeharkatzen duen dortsalaren kasuan.

 

Astenosferako materialek gorantz egiten dute. Litosferaino iristean, magmaren zati bat kanpora ateratzen da, baina gainerakoa, litosferan azpitik, riftaren alde bietara zabalduko da aurkako norantzetan. Litosfera zurruna izanik, horren azpitik mugitzen den astenosferak eramaten du herrestan, uhal garraiatzailea baten antzera.

 

Fenomeno horren ondorioz ozeanoaren hondoa zabaldu egiten da, eta beraz, plaken gainean dauden kontinenteak urrundu egiten dira elkarrengandik. Dortsal atlantikoaren kasuan, fenomeno horrek eragiten du amerikar kontinentea Europa eta Afrikatik urruntzea. Urrunketa 10 bat cm-koa da urtean.

 

Bestalde, azken urteotan, Afrikaren erdialdean rift bat eratzen ari dela hauteman ahal izan da. Pitzadura erraldoi hori Afrikako aintziretako eskualdetik Palestinaren iparralderaino doa.

Adituen ustez, etorkizunean, Afrikako plaka hautsi egin liteke inguru horretatik; horrela, bi plaka eratuko lirateke, eta bien artean ozeano bat ireki.

 

 

Ertz konbergenteak eta subdukzio-zonak

 

1.- Plaka ozeaniko bat eta plaka kontinental

 

Plakak elkarri hurbiltzen ari direnean gertatzen den fenomenoa da ertz konbergenteena, eta bertan, litosferako plaka ozeaniko bat (astunagoa, dentsitate handiagokoa) hondoratu egiten da beste plaka kontinental (arinago, dentsitate txikiagoko) hondoratze horretan, alde batetik, ozeano-fosa bat edo sakonune handia sortzen dira ozeanoan (fenomeno honi subdukzioa deitzen zaio) eta, beste aldetik,  plaka kontinentalaren erliebea altxatzen da eta itsas ertzeko mendikate bat sortzen da. Sumendiak eta lurrikarak gertatzen dira ertz horietan. Horixe da Nazca eta Hego Amerikako plaken arteko ertzen kasua, Andeak izeneko mendikatea modu horretan sortu baitzen.

 

 

 

2.- Bi plaka ozeaniko


Bi plaka ozeaniko hondoratu egiten direnenan bat hondoratu egiten da bestearen azpian eta subdukzio gune bat sortzen da. Kasu honetan ozeano-fosa bat osatzen da,. Gainera, goiko plaka ozeanikoaren erliebea altxatzen denez, uharte-arku bat osatzen joaten da eta sumendiek magma ugari isuri dezakete baita lurrikatak ere.

Horrela eratuak dira Japoniako irlak.

 


 

 

 

 

 

 
3.- Bi plaka kontinental

 

Azkenik, ertz konbergenteak dituzten bi plaka kontinental horien arteko elkarreraginak urte askotan jarrai dezake, eta denboraren denboraz, gerta daiteke bi plaken artean zegoen itsasoa desegin eta bi plaka kontinentalak elkar jotzea. Horrelakoetan kontinente barneko mendikateak osatzen dira. Kasu au, Himalaian gertatzen da. Fenomeno honi obdukzioa deitzen zaio.

 


 

 

 

 

 

 

 

 

Ertz konbergenteak elkartzen diren lurrazaleko zonak erliebe-sortzaileak dira, baina litosfera suntsitzaileak, bertan suntsitzen baita litosfera ozeanikoa.  Ertz konbergenteak elakrtzen diren zonetan lurrikarak ugariak dira (ertz dibergenteak dauden lekuetan baino ugariagoak) eta sumendiak ere gertatzen dira.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

sábado, 9 de febrero de 2013

MÁQUINA TÉRMICA DEL INTERIOR DE LA TIERRA

Máquina térmica del interior de la Tierra
Biología y Geología 4 ESO. Editorial ANAYA


La temperatura aumenta gradualmente con la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico.

En la corteza, las temperaturas aumentan deprisa, a una media de 20º C a 30º C por kilómetro. Sin embargo, la velocidad de aumento de la temperatura es mucho menor en el manto y en el núcleo.  A una profundidad de 100 kilómetros, se calcula que la supera los 1200º C, mientras que en el límite núcleo-manto se calcula que es de unos 4500º C y puede superar los 6500º C en el centro de la Tierra.  (¡más caliente que la superficie del Sol!).

 
Flujo de calor en la corteza

En la corteza el flujo de calor se produce por el familiar proceso de conducción. Cualquiera que haya intentado levantar una cuchara de metal dejada dentro de una cazuela caliente se habrá dado cuenta en seguida que el calor era conducido a través de la cuchara.

La conducción ( esto es, la transferencia de calor a través de la materia) se produce a un ritmo relativamente lento en las rocas de la corteza. Por lo tanto, la corteza tiende a actuar como un aislante (frío en la parte superior y caliente en la parte inferior).

 
Convección en el manto

La convección es la transferencia de calor mediante el movimiento o la circulación en una sustancia (por ejemplo, en el agua, en el aire, etc.).

Podemos afirmar que las rocas del manto son capaces de fluir.

El flujo convectivo del manto (mediante le cual, la roca caliente menos densa asciende, y el material más frío y más denso se hunde) es el proceso más importante que actúa en el interior de la Tierra.

Este flujo, térmicamente impulsado, es la fuerza que propulsa las placas litosféricas rígidas a través de la superficie del planeta, y genera en última instancia las cordilleras  montañosas de la Tierra y la actividad volcánica y sísmica de todo el planeta.

¿Cómo puede el manto “rocoso” transmitir las ondas S, que sólo pueden atravesar sólidos, y a la vez fluir como un líquido?. El material del manto tiene, en opinión de los geólogos, un comportamiento plástico. Esto es, cuando un material que tiene un comportamiento plástico se somete a esfuerzos breves, como los producidos por las ondas sísmicas, se comporta como un sólido elástico. Sin embargo, en respuesta a esfuerzos aplicados durante periodos muy largos, este mismo material fluirá.

 

Pangea


Se ha recogido una gran cantidad de pruebas que apoyan el hecho de que el supercontinente Pangea, de Alfred Wegener, empezó a separarse hace unos 200 millones de años. Una consecuencia importante de esta deriva continental fue la creación de una nueva cuenca oceánica, el Atlántico. La fragmentación de la Pangea y la formación del océano Atlantico se produjeron a lo largo de un lapso de casi 160 millones de años.

Tectónica de placas

A principios del siglo pasado, las ideas geológicas sobre la edad de las cuencas oceánicas estaban dominadas por la creencia en su antigüedad. Además, la mayoría de los geólogos aceptaban la permanencia de los océanos y continentes. Se pensaba que las montañas eran el resultado de las contracciones de la Tierra causadas por el enfriamiento gradual. A medida que el interior se enfriaba y se contraía, la superficie sólida externa de la Tierra se deformaba plegándose.

A partir de los años sesenta ha cambiado enormemente nuestro conocimiento de la naturaleza y el funcionamiento de nuestro planeta. Este completo cambio de la opinión científica puede considerarse una revolución científica

La revolución comenzó a principios del siglo XX como una propuesta relativamente sencilla de que los continentes derivaban sobre la superficie de la Tierra. Después de muchos años de intenso debate, la idea de la deriva de los continentes fue rechaza por la gran mayoría de los geólogos como improbable.

En 1968 , nuevos avances indujeron la exposición de una teoría mucho más completa que incorporaba aspectos de la deriva continental y de la expansión del fondo oceánico: una teoría conocida como tectónica de placas.
 
 

La tectónica de placas explica el movimiento observado de la litosfera terrestre por medio de los mecanismos de subducción y de expansión de los fondos oceánicos, que, a su vez, generan los principales rasgos geológicos de la Tierra. Según el modelo de la tectónica de placas, el manto superior, junto con la corteza, se comportan como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfera. Esta capa externa se encuentra por encima de una región más débil del manto, conocida como astenosfera. Además, está rota en numerosos fragmentos, denominados placas que están en movimiento y cambian continuamente de tamaño y forma.

 

Se reconocen sietes placas principales: Norteamericana, Sudamericana, del Pacífico, Africana, Euroasiática, Australiana y la Antártica. La mayor es la placa del Pacífico, que es fundamentalmente oceánica. En importante observar que varias placas abarcan un continente entero además de una gran área de suelo oceánico.. Esto constituye una gran diferencia con la hipótesis de la deriva continental de Wegener, quien propuso que los continentes se movían a través del suelo oceánico, no con él. Además, ninguna de las placas está definida completamente por los márgenes de un continente.

Las placas de tamaño medio son la Caribeña, la de Nazca, la Filipina, la Arábiga, la de Cocos y la de Scotia. Además, se han identificado más de una docena de placas más pequeñas.

Sabemos que las placas litosféricas se mueven a velocidades muy lentas pero continuas, de unos pocos centímetros por año. Este movimiento es impulsado por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra. Los titánicos (gigantescos) roces entre las placas litosféricas de la Tierra generan terremotos, crean volcanes y deforman grandes masas de rocas en las montañas.



¿Por qué se mueven las placas?

En la astenosfera se producen a gran escala gigantescas corrientes de convección, similares a las que se producen cuando calentamos agua en un puchero. Materiales calientes ascienden por algunos puntos, al tiempo que materiales más fríos descienden por otros lugares, como lo que se originan células convectivas de varios cientos de kilómetros de diámetro.



El desplazamiento de los materiales de la astenosfera, provocado por las corrientes de convección, arrastra las placas litosféricas situadas sobre ella.

El movimiento de las placas tiene importantes consecuencias ya que, además de provocar el desplazamiento de los continentes y la apertura y cierre de los océanos, da lugar a la formación de cordilleras.

 

La expansión de los océanos

La corteza oceánica se está formando por consolidación y enfriamiento del material que asciende desde la astenosfera.
 
El continente africano se fractura
Una serie de fracturas paralelas se alinean en dirección norte-sur en la región oriental del este de África. El hundimiento del terreno situado entre ellas ha provocado la formación de una fosa tectónica en la que se encuentran numerosos y grandes lagos ( Tanganika, Nyasa, Vinctoria ).
Esta región es conocida con el nombre de Rift Valley continental africano. Con el tiempo esta zona será ocupada por un estrecho mar como el actual mar Rojo.
En el rift africano existe un vulcanismo intenso. A todo lo largo del rift, numerosos volcanes, como el monte Kenia, el Kilimanjaro, el Ruwenzori, etc., han extendido sus coladas basálticas.
 
 
La apertura de un océano
El mar Rojo no existía hace 20 millones de años. Es un océano joven en formación, como lo atestigua el hecho de que no existan rocas en la corteza oceánica anteriores a la citada edad.
La fractura del rift se prolonga por el eje central del mar Rojo y el golfo de Adén. A lo argo de la fractura, asciende el magma fundido que procede de la astenosfera, y que, al solidificarse, forma el suelo del océano.
Los sucesivos aportes de magma actúan como una especie de cuña y van separando lentamente la península de Arabia de África. La consecuencia de este hecho es la apertura del mar Rojo y del Golfo de Adén.
 
Cómo se expande un océano
Los océanos no han nacido todos al mismo tiempo: hay océanos nuevos , como el mar Rojo, océanos en expansión, como el Atlántico, y océanos maduros, como el Pacífico.
En todos ellos existen cordilleras submarinas más o menos extensas denominadas dorsales medioceánica. Una larga y estrecha fractura recorre el eje de las dorsales: el rift medioceánico. Como en el caso del rift continental, el magma fundido procedente de la astenosfera asciende por esta fractura formando nuevo suelo oceánico. De este modo, aumenta el suelo del océano, se van separando los bloques litosféricos fracturados y se va produciendo la expansión. Las dorsales oceánicas se forman al superponerse continuas capas de basalto en los márgenes del rift.
En la dorsal oceánica se forman varios centímetros de suelo oceánico al año.; por ello, la edad de las rocas del suelo oceánico aumenta conforme aumenta la distancia a la dorsal.
 
 

La formación de las cadenas montañosas

Casi todas las cadenas montañosas recientes están edificadas sobre los bordes convergentes de las placas litosféricas. Los movimientos movimientos de convergencia de las placas tienen como consecuencia la desaparición de la corteza oceánica (subducción) y la elevación de la corteza continental. Dichos movimientos compensan los mecanismos de expansión, creadores de corteza oceánica en las dorsales.
La colisión entre placas continentales y oceánicas
Se conocen rocas en la corteza continental con más de 3500 millones de años de antigüedad.; sin embargo, los sedimentos y rocas de los fondos oceánicos no supera los 200 millones de años.
Por otra parte, si la superficie terrestre no puede aumentar, es de suponer que la corteza oceánica formada en las dorsales debe desaparecer después en otro lugar.
Cuando una placa oceánica colisiona con una placa continental, la litosfera oceánica, más densa que la continental, se introduce por debajo de esta y desciende hacia la astenosfera, donde es destruida. Este proceso de hundimiento de una placa bajo otra recibe el nombre de subducción.
Las zonas de subducción se caracterizan por la presencia de: fenómenos de vulcanismo explosivo, seísmos profundos y formación de fosas oceánicas.

 
Una fosa oceánica es una estrecha y alargada hendidura por donde desaparece la placa oceánica. En su descenso, la placa se fractura, lo que da lugar a terremotos, y finalmente se funde.
La cordillera de los Andes es el resultado de la colisión de una placa oceánica con una placa continental. Esta orogénesis se caracteriza por la presencia de fuertes seísmos y de intensa actividad volcánica debidos a la fractura y posterior fusión de la placa que se hunde..
La cordillera de los Andes y también las Montañas Rocosas están implantadas en el mismo borde del continente americano; son cordilleras de margen continental.
En la formación de este tipo de cordillera podemos distinguir diferentes etapas:
-       Sedimentación. Los sedimentos procedentes de la erosión de los continentes se depositan en el margen continental.
-       Colisión. Debido a la actividad de la dorsal se produce la expansión del fondo oceánico y la colisión de la placa oceánica y la continental. Se forma una fosa por subducción de la placa oceánica.
-       Formación de la cordillera. La colisión pliega los sedimentos y se forma, en primer lugar, islas volcánicas dispuestas en arco paralelamente a la fosa, y finalmente, la cordillera.
 
 
 
La colisión entre placas continentales
Cuando dos continentes colisionan ninguno de los dos subduce.
Previamente a la colisión de los continentes, el océano que los separaba se puede cerrar total o parcialmente. El fragmento de placa oceánica existente entre ambos y que formaba el primitivo suelo oceánico desaparece por completo bajo los continentes. Restos del primitivo suelo oceánico pueden aflorar entre ambas masas continentales. Mientras esto ocurre, los sedimentos acumulados entre los continentes se pliegan, lo que da lugar a las cordilleras de colisión intercontinentales.
 
 
 
La cordillera más alta del mundo, el Himalaya, debe su existencia al movimiento de placas tectónicas que ha puesto en contacto dos zonas o placas continentales. Esta cordillera, situada entre el Tíbet y la India, se levantó como consecuencia de una formidable colisión que se produjo entre la placa de la India y la placa Euroasiática.
Hace 700 millones de años, Asia y la India estaban separadas por un océano y distaban una de la otra más de 7.000 km. La emigración de la India, que se produjo a una velocidad de unos 10 cm por año, la llevo a colisionar con Asia. En la actualidad, la India sigue aproximándose a Asia unos 5 cm al año y, por ello, las montañas que constituyen el techo del mundo continúan elevándose.
Los geólogos proponen el siguiente mecanismo para explicar la formación de este tipo de cordilleras:
-       Subducción. La aproximación de los continentes va cerrando parcialmente el océano que los separa. El suelo oceánico existente entre ambos entra en un proceso de subducción.
-       Colisión. Los continentes colisionan. La corteza oceánica desaparece aunque una parte puede cabalgar sobre el continente.
-       Orogénesis. La colisión entre los dos continentes forma una masa única que da lugar a una cordillera. En el interior tiene lugar procesos que dan lugar a la elevación de la cordillera.
 
 
 
La colisión entre placas oceánicas
Empujadas por sus respectivas dorsales, dos placas oceánicas pueden colisionar. En este caso, la placa que más se aleja de su dorsal, al ser más fría y, por tanto, más densa es la que se hunde y produce una zona de subducción.
Entre las dos placas oceánicas se forman arcos de islas volcánicas dispuestas paralelamente a fosas a veces muy profundas. Asimismo, se producen abundantes terremotos.
Muchas de las islas del océano Pacífico y de las Antillas se disponen formando un arco paralelo a fosas oceánicas.
Los arcos de islas como Japón, Indonesia y Antillas tiene edades considerables.

 

SANTO DOMINGO GANE ERRPIDEA - CARRETERA ALTO SANTO DOMINGO