sábado, 22 de octubre de 2011

África.Fallas Geológicas y Sísmicas

La Placa Africana es una placa tectónica continental que cubre el continente de África y que se extiende hacia el oeste hasta la dorsal mesoatlántica.
Las placas limítrofes son:
Al Este la Placa Australiana, la Placa India y la Placa Arábiga.
Todos los límites de la placa Africana son muy divergentes, excepto el que tiene con la placa Euroasiática. La placa abarca varios bloques continentales estables de viejas rocas, los cuales formaron el continente africano durante la existencia de Gondwana hace unos 550 millones de años. Estos bloques son, del Sur al Norte, el Kalahari, Congo, Sáhara y el bloque africano del oeste. Cada uno de estos bloques se pueden subdividir en bloques más pequeños y uniformes.
Uno de los aspectos más importantes de la placa es el Gran Valle del Rift en el Este, una fractura que está separando a una porción del continente, y de la placa, que eventualmente dividirá la Placa Africana en dos: la Placa de Nubia y la Placa Somalí.
 Actualmente muchos textos científicos ya explicitan estas dos Placas. Así, por ejemplo, se dice que el estrecho de Gibraltar separa la Placa Euroasiática de la Placa de Nubia.

El movimiento de la placa africana es hacia el Norte a unos 2,15 centímetros cada año, lo cual la llevará a unirse al extremo sur de España dentro de 650.000 años, separando el mar Mediterráneo del océano Atlántico.



El Gran Valle del Rift es una gran fractura geológica cuya extensión total es de 4.830 kilómetros en dirección norte-sur.
 Aunque generalmente se habla de este valle para referirse sólo a su parte africana, desde Yibuti a Mozambique, lo cierto es que el mar Rojo y el valle del río Jordán también forman parte de él.

 Comenzó a formarse en el sureste de África (donde es más ancho) hace unos 30 millones de años y sigue creciendo en la actualidad, tanto en anchura como en longitud, expansión que con el tiempo se convertirá en una cuenca oceánica (de hecho, ya lo es en la zona del mar Rojo gracias a su comunicación con el océano Índico).

 Los constantes temblores de tierra y emersiones de lava contribuyen a este crecimiento y, de seguir a este ritmo, el fondo del valle quedará inundado por las aguas marinas de forma total dentro de 10 millones de años. Con ello, África se habrá separado en dos continentes distintos que procederán a separarse más aún hasta formar un nuevo océano.

Su génesis se produce por la quiebra de la roca al expandirse la corteza terrestre por los procesos tectónicos en ese punto (borde divergente).
 El proceso es inverso a la colisión de placas tectónicas que forman cadenas montañosas como el Himalaya o los Alpes
Se forma una larga zanja con laderas de gran pendiente. La zona rocosa central se fragmenta y se derrumba periódicamente, creando fallas normales en las que los bloques de roca ejercen un deslizamiento vertical. En muchos lugares estos movimientos forman grandes escalones donde los bloques centrales se hunden formando un graben. Por todo el Valle del Rift la corteza terrestre es calentada por el magma derretido que asciende a la superficie por las fisuras y conos volcánicos.



Parte I. El Rift de África Oriental
El sistema del Rift en África oriental (EARS) es una de las maravillas geológicas del mundo
 Los geólogos todavía están discutiendo exactamente cómo se produce la dislocación, pero el proceso está tan bien representado en África oriental (Etiopía, Kenia, Uganda y Tanzania) que los geólogos han concedido un nombre a la nueva placa,  la placa de Nubia, mientras que la placa mas pequeña  que se está alejando ha sido nombrada la placa de Somalia (Figura 1).
Hacer click en la imágenes para verlas mas grandes.

Figura 1
 Estas dos placas se alejan forman entre sí y también fuera de la placa árabe al norte. El punto en el que estas tres placas se encuentran en la región de Afar, en Etiopía forman lo que se llama un cruce triple. Sin embargo, todos los rifting en el este de África no se limita a la región del Cuerno de África, hay un montón de rifting actividad más al sur, así, que se extiende en Kenia y Tanzania y en la región de los Grandes Lagos de África.

¿Qué es el Sistema de Rift de África Oriental?

La brecha más antigua y mejor definida se produce en la región de Afar, en Etiopía y esta brecha se refiere generalmente como el Rift de Etiopía. Más al sur una serie de grietas que se producen son una rama occidental, el "Lago Albert Rift" o "Rift Albertine" que contiene los Grandes Lagos de África Oriental, y una rama oriental que divide más o menos a el norte de Kenia a el sur en una línea ligeramente al oeste de Nairobi (Figura 2).
Figura 2
 Estas dos ramas en conjunto han recibido el nombre de Rift de África Oriental (EAR), mientras que las partes de la rama oriental han sido diversamente denominada Rift en Kenia o el Gregory Rift.



 Las dos ramas de EAR se agrupan a menudo con el Rift de Etiopía para formar el Sistema de Rift de África Oriental (EARS). El sistema de ruptura completa por lo tanto, se extiende de 1000 de kilómetros sólo en África y varios más 1.000 si se incluye el Mar Rojo y el Golfo de Adén como extensiones.
Además hay otras bien definidas, pero definitivamente las estructuras son más pequeñas, llamadas fosas tectónicas  y están claramente asociadas geológicamente con las divisiones principales

Como  la Falla de Nyanza, en el oeste de Kenia, cerca del lago Victoria. Por lo tanto, lo que la gente podría pensar que una grieta única en algún lugar de África del Este es en realidad una serie de cuencas rift diferentes, todas  relacionadas con la geología y la topografía de África oriental.


¿Cómo se forman los  Rifts?

El mecanismo exacto de la formación de grieta es un debate en curso entre los geólogos y geofísicos. Un modelo popular es  que el flujo de calor elevado del manto (en sentido estricto de la astenosfera) está causando un par de térmicas "bultos" en el centro de Kenia y la región de Afar, en centro-norte de Etiopía.
 Estas protuberancias pueden ser fácilmente vistos como montañas elevadas en los mapas topográficos de la zona (Figura 1).
Ya que estos forman protuberancias, se estiran y se fractura la corteza quebradiza exterior en una serie de fallas normales que forman la estructura de horst y graben clásico de los valles del Rift .

 El pensamiento geológico más reciente sostiene que son iniciadas por plumas del manto en el continente y el calentamiento de la corteza que recubre y hace que se expanda y la fractura.
El punto desde el cual se irradian los tres poderes de "punto triple", y está bien ilustrado en la región Afar de Etiopía donde dos ramas están ocupadas por el Mar Rojo y el Golfo de Aden,y  la tercera hacia el sur a través de Etiopia.


El proceso de estiramiento asociado con la formación de grieta es a menudo precedida por enormes erupciones volcánicas que se derivan en grandes áreas y por lo general conservan / expuestos los flancos de la grieta. Estas erupciones son considerados por algunos geólogos "basaltos de inundación" - la lava se hizo erupción a lo largo de las fracturas (en lugar de en los volcanes individuales) y se extiende sobre la tierra en las hojas como el agua durante una inundación.

 Tales erupciones pueden cubrir áreas grandes de tierra y desarrollar enormes espesores (las Trampas de Deccan de la India y las Trampas de Siberia son ejemplo).

 Si el estiramiento de la corteza continúa, se forma una "zona de estirado" de la corteza adelgazada que consiste en una mezcla de basalto y las rocas continentales que finalmente cae por debajo del nivel del mar, como ha ocurrido en el Mar Rojo y el Golfo de Adén. Además el  estiramiento conduce a la formación de la corteza oceánica y el nacimiento de una cuenca oceánica.



Parte II. El Rift de África Oriental

Si el proceso de separación descrito se produce en un entorno continental, entonces tenemos una situación similar a lo que está ocurriendo ahora en Kenia, donde el este de África / Gregory Rift se está formando. En este caso se conoce como "rifting continental" (por razones obvias) y ofrece un vistazo a lo que pudo haber sido el desarrollo temprano del Rift de Etiopía.


Como se mencionó en la Parte I, la dislocación de África oriental se complica por el hecho de que dos ramas se han desarrollado, uno al oeste que alberga los Grandes Lagos Africanos (donde la grieta esta llena de agua) y otra fisura casi en paralelo a unos 600 kilómetros al este, que casi divide Kenia de norte a sur antes de entrar en Tanzania, donde al parecer termina. (Figura 2).

Imagen de la NASA .Lago Victoria.
 El Lago Victoria se encuentra entre estas dos ramas. Se cree que estas divisiones son en general las suturas entre las antiguas masas continentales que colisionaron hace billones de años para formar el cratón africano y que la división en torno a la región del Lago Victoria se produjo debido a la presencia de un pequeño núcleo de roca metamórfica antigua, el  cratón de Tanzania.

¿Qué más podemos decir acerca de Etiopía y Kenia?

Mucho en realidad, a pesar de que las ramas oriental y occidental fueron desarrollados por los mismos procesos que tienen caracteres muy diferentes.
 La rama oriental se caracteriza por una mayor actividad volcánica, mientras que la rama occidental se caracteriza por cuencas mucho más profundas que contienen grandes lagos y gran cantidad de sedimentos (incluyendo los lagos Tanganica, el segundo lago más profundo del mundo, y Malawi).
Recientemente, las erupciones de basalto y la formación de grietas activas que se han observado en el Rift de Etiopía,  nos permite observar directamente la formación inicial de las cuencas oceánicas en la tierra.

 Esta es una de las razones por las cuales el sistema del Rift de África es tan interesante para los científicos. La mayoría de fracturas en otras partes del mundo han progresado hasta el punto que ahora están bajo el agua o se han rellenado con sedimentos y por lo tanto difíciles de estudiar directamente.
 El sistema del Rift en África oriental sin embargo, es un laboratorio de campo excelente para el estudio de un sistema moderno, de forma activa el desarrollo de la grieta.

Esta región también es importante para comprender las raíces de la evolución humana. Muchos fósiles de homínidos se encuentran dentro de la grieta, y actualmente se piensa que la evolución de la fisura puede haber desempeñado un papel integral en la formación de nuestro desarrollo.
 La estructura y evolución de la grieta puede haber hecho de África más sensible a los cambios climáticos que conducen a muchas alteraciones  entre períodos húmedos y áridos.

 Esta presión ambiental podría haber sido el impulso necesario para que nuestros antepasados ​​pasaran a convertirse en bípedos y más inteligente en su intento de adaptarse a los climas cambiantes (ver Geotimes 2008 artículos: meciendo la cuna de la Humanidad por Beth Christensen y Maslin Marcos, y las hipótesis tectónica de los Derechos Humanos La evolución por M. Royhan Gani y Nahid Gani DS).

Fuente:



East Africa's Great Rift Valley: A Complex Rift System

 




lunes, 17 de octubre de 2011

Volcanes.Tipos de volcanes


Un volcán es una formación geológica que consiste en una fisura en la corteza de un planeta sobre la que se acumula un cono de materia volcánica. En la cima del cono hay una chimenea cóncava llamada cráter. El cono se forma por la deposición de materia fundida y sólida que fluye o es expelida a través de la chimenea desde el interior del planeta.
En la imagen se puede apreciar la corriente de lava que desciende suavemente por las laderas de un volcán en Hawaii. Volcanes de este y otros tipos se producen en diversos cuerpos rocosos del sistema solar todavía activos.

Clasificación de los volcanes
       Hoy en día, desafortunadamente, todavía existen libros de textos que clasifican los volcanes mediante un sistema que no es el correcto. Por ello, es importante destacar que la clasificación de los volcanes es un método inventado por los hombres y que, por el contrario, la naturaleza no siempre sigue una pauta definida.
  Una de las razones por las que no debe aceptarse el sistema basado en sólo 3 tipos de volcanes es porque, por ejemplo, según éste no existirían importantes y extensivas calderas como la de Yellowstone.


Además, los volcanes también  se pueden clasificar según el tipo de lava, de emplazamiento tectónico, tamaño, localización geográfica, actividad, morfología, número de erupciones.
 A este respecto, existe disparidad de opinión entre científicos, vulcanólogos, geólogos y organismos.
         Según la Agencia Científica de Ciencias Naturales de Estados Unidos, la mayoría de los geólogos clasifican a los volcanes en cuatro tipos principales: los conos de ceniza, los volcanes compuestos o estrato-volcanes, los volcanes en escudo o domos basálticos y los domos de lava.
        Los conos de ceniza son los más simples aunque su diámetro puede alcanzar varios kilómetros. Compuestos por una fuente de lava explosiva en erupción que sale por una sola chimenea. Son abundantes en los terrenos volcánicos y su aspecto puede variar durante su, más bien, corta vida. Un buen ejemplo de un cono de ceniza es el Pinacate de México. 
   Se denominan como volcanes compuestos los también llamados estrato-volcanes. Son conos simétricos de gran dimensión y profundidad formados por capas alternativas de lava, ceniza volcánica, bloques... 
Si bien no son los más explosivos, esta clase de volcanes es la que más pérdidas humanas ha causado en el mundo. No sólo por ser los más abundantes, sino porque muchas personas tienden a vivir en sus laderas.  Avalanchas, corrimientos de tierras y hundimiento de laderas; son tan sólo unos ejemplos de las actividades de este tipo de volcanes.

         Algunas de las montañas más hermosas en el paisaje del mundo son este tipo de volcanes, por ejemplo:  el Monte Fuji en Japón, el Monte Arenal en Costa Rica,  el Cotopaxi de Ecuador, el Monte Santa Elena (conocido como St. Helens), el Monte Rainier y el Monte Shasta en Estados Unidos.
Volcán Cotopaxi,Ecuador
 Los volcanes en escudo o domos basálticos prácticamente están compuestos sólo por lava y son los volcanes más grandes con forma de volcán. Se forman lentamente, acumulándose la lava en su interior. Sin embargo, no son profundos. Se consideran exclusivamente basálticos y el tipo de lava es muy fluida en su erupción. El 90% del volcán es lava en lugar de material piroclástico.
El volcán de escudo más activo es el Kilaulea, localizado en la Isla de Hawái, al lado de Mauna Loa.En el período histórico el Kilauea ha entrado unas 50 veces en erupción y es, por lo tanto, el volcán de este tipo más estudiado.
Los volcanes en  flujos o domos de lava están formados por masas pequeñas de lava bulbosa que se mueve a baja velocidad. 
 La movilidad de la lava depende, entre otros elementos, de la viscosidad de la lava. Si es poco viscosa, de composición basáltica, fluirá con facilidad. Si por el contrario, es demasiado viscosa para poder fluir a grandes distancias, se apilará sobre y alrededor del centro del volcán formando los domos de lava. Este tipo de volcanes puede generar una destructiva nube piroclástica.
         Los volcanes más conocidos de este tipo son el Monte Hood en Oregón, Montserrat (en el Caribe) y el Unzen en Japón.
El volcán de Montserrat
Según Scott K. Rowland, Geólogo de la Universidad Estatal de Oregon y la Universidad de Hawai, experto en lava basáltica, profesor de vulcanología y con un extenso conocimiento sobre el terreno en observación y seguimiento de importantes volcanes del mundo, en la tierra existen 6 tipos de volcanes: los volcanes en escudo, los estrato-volcanes, las calderas riolíticas complejas, los escudos monogenéticos, los de corriente basáltica y los semi-oceánicos.
  Las calderas riolíticas complejas son las más explosivas de la tierra. Sin embargo, su aspecto no suele ser el de un volcán. 
Generalmente son tan explosivas, que cuando entran en erupción, terminan colapsándose sobre sí mismas. Esto también les hace llamarse volcanes inversos. Sus cámaras de magma son enormes extensiones que pueden llegar a medir miles de kilómetros cuadrados en todas direcciones. También pueden dar lugar a explosiones más pequeñas durante el tiempo de reposo existente entre las etapas activas de su existencia.
 En cuanto a su origen, poco se sabe al respecto. 
 Los ejemplos más conocidos de calderas riolíticas complejas (también llamadas supervolcanes) son las de Yellowstone, Toba y Taupa.

   En cuanto a los escudos monogenéticos , no parecen volcanes sino mas bien una colección de cientos o miles de chimeneas de vapor. Están compuestos por conos de ceniza, y/o vapores,  asociados con lava y depósitos piroclásticos. En ocasiones, en el centro del escudo se puede encontrar un estrato-volcán. Su crecimiento es de forma lateral en lugar de vertical. Se conocen numerosos escudos monogenéticos en México, América del Suroeste y la zona volcánica de San Francisco.

Otros tipos de volcanes, según Scott, son los denominados como de corriente basáltica
 Son erupciones volcánicas que mueven lava basáltica creando cambios en la orografía del terreno, por ejemplo, montañas, que han sobrevivido muchos años después del evento. De hecho, muchas partes del mundo están cubiertas por miles de kilómetros cuadrados de gruesas capas de lava basáltica.
 El basalto en erupción alcanza entre los 1100 y los 1250 grados. El lugar más famoso en Estados Unidos donde pueden encontrarse estas características esta situado al SE del Estado de Washington y se extiende por todo el Pacífico hasta Oregón: el Columbia River Basalt province.
El sistema global de cordilleras semi-oceánicas (oceánicas) es la característica volcánica de mayor extensión que puede encontrarse sobre la Tierra, rodeándola como si se tratara de las costuras de una bola de béisbol. Es la cadena montañosa más grande de la Tierra con 80.000 kilómetros de largo. 
Miles de volcanes individuales o segmentos de cordilleras volcánicas que entran en erupción de forma periódica conforman este sistema de cordilleras semi-oceánicas.

Muestra de las uniones más importantes de las Placas tectónicas en el mundo, conectadas íntegramente por el sistema global de cordilleras semi-oceánicas. Las líneas verdes indican las zonas donde las placas se reintegran al manto (no figura la zona norte de Islandia). Este es un mapa del sistema de cordilleras oceánicas de la Tierra. 

Aquí, las placas se separan y se llenan de lava o la lava se introduce a través de ellas y las separa. Incluso, puede suceder una combinación de ambas posibilidades. Es de este modo como se forman las placas oceánicas.
Los materiales del manto se derriten parcialmente mientras se elevan en respuesta a una presión reducida. Esta roca derretida o magma puede depositarse varios kilómetros bajo el mar, esperando una erupción. La mayoría de este magma se congela en el mismo sitio donde se deposita, formando un nuevo bulto de la corteza oceánica, sin erupcionar.  La corteza oceánica tiene alrededor de unos 10 kilómetros de espesor, aunque tan sólo la parte superior (de 1 a 3 kilómetros) se ha formado por erupciones. 
Cuando la presión del magma es lo suficientemente fuerte como para hallar una salida al mar, entonces tiene lugar una erupción.

Volcán de lodo
Un volcán de lodo es una forma menor del relieve, formada por un cráter y un cono volcánico de poca altura, aunque lo bastante extenso por la escasa pendiente, y cuyo origen no está relacionado con las verdaderas formaciones volcánicas, salvo alguna que otra excepción como sucede en Wyoming, sino que se deben a emanaciones de gas relacionadas con los yacimientos petroleros.

Serie de volcanes de lodo en la Reserva Estatal de Gobustan – Azerbayan. (20 de abril de 2008. Imagen: Nick Taylor
 La mayor concentración de este tipo de volcanes se encuentra en los alrededores del Mar Caspio, donde se concentran aproximadamente unos 300 de los más de 700 conocidos en todo el mundo. En algunos países, como en Italia, se conocen como salsas o macalubas.

Los gases emanados en los volcanes de lodo están formados principalmente por hidrocarburos gaseosos de otro tipo como metano y anhídrido carbónico, así como gases sulfurosos. La distinta composición de los gases emanados da origen a una amplia gama de tipos de volcanes de fango. También se pueden encontrar una gran cantidad de gases asociados en las erupciones de los volcanes de lodo, como por ejemplo helio, metano, etcétera. Si entre los gases predominan los que emiten combustibles parecidos al gasóleo, entonces pueden formarse llamas por combustión espóntanea del gas a presión en contacto con el aire. 

En estos volcanes pueden producirse explosiones e incendios. 

Fuentes: Tipo e intensidad de las erupciones volcánicas
Astromia

Relacionados:
Yellowstone.Verdad y ficción







sábado, 8 de octubre de 2011

Leyenda del volcán krakatoa


Anak krakatau
La leyenda dice que los antepasados creían que el volcán Krakatoa era un dios que se llamaba Volcano.

Cuando el volcán entraba en erupción pensaban que su dios se enfurecía y hacían una fiesta para venerarlo.Sacrificaban a niños y a doncellas preciosas.


En 1883 el volcán no era muy conocido en las Indias Continentales ,al contrario del volcán Vesubio.
Pero ese año produjo la explosión volcánica mas espectacular:destrozo la isla,pulverizo 18 km.de montaña y la esparció por el aire.El estallido se escucho a 4.287 km. de distancia y las olas de 30 metros invadieron las costas de Java y Sumatra matando a unas 36.000 personas.
En 1930 surgió un cono en la albufera formada en 1883 presagiando una nueva acumulacion de fuerzas explosivas submarinas.Algunos geólogos auguran que algún día el Anak Krakatoa (el hijo) también reventara con la misma fuerza que el padre.

El Libro javanés de Reyes (Pustaka el Rajá) registró que en el año 416 «un sonido fue escuchado de la montaña Batuwara… un ruido similar de Kapi… El mundo entero fue sacudido enormemente, acompañado por la fuerte lluvia y las tormentas, pero no sólo no hizo esta fuerte lluvia extinguir la erupción del fuego de la montaña Kapi, sino que aumentó el fuego; el ruido era espantoso, por fin la montaña Kapi con un rugido enorme se rompió en pedazos y se hundió en lo más profundo de la tierra. El agua del mar se elevó e inundó la tierra, el país al este de la montaña Batuwara, al Rajá de montaña Basa, fue inundado por el mar; los habitantes de la parte del norte del país Sunda al Rajá de montaña Basa se ahogaron y fueron arrastrados con toda la fuerza del agua… El agua disminuyó, pero la tierra sobre la cual Kapi soportado se hizo el mar, y Java y Sumatra fue dividido en dos partes» 


Se calcula que la explosión de 1883 , de 200 megatones, fue 10 mil veces más fuerte que la bomba A Little Boy arrojada en Hirsohima durante la Segunda Guerra Mundial.

Krakatoa,nombre indonesio Krakatau, fue una isla de tres conos volcánicos situada en el Estrecho de Sonda, entre Java y Sumatra. 


Estaba localizada cerca de la región de subducción de la Placa Indoaustraliana bajo la Placa Euroasiática.
El nombre Krakatoa se usa para designar al grupo de islas de alrededor, a la isla principal (llamada también Rakata) y a un conocido volcán que ha entrado en erupción en repetidas ocasiones, masivamente y con consecuencias desastrosas a lo largo de la historia.


En mayo de 1883 comenzó una serie de erupciones que continuaron hasta el 26 de agosto de ese mismo año, cuando una explosión cataclísmica voló la isla en pedazos.

La pre-erupción de 1883
En los años anteriores a la erupción de 1883, la actividad sísmica alrededor del volcán era intensa, con algunos terremotos en lugares distantes como Australia.
El 20 de mayo de 1883, tres meses antes de la explosión final, comenzaron a aparecer regularmente escapes de gases en Perboewatan, en el norte de la isla. Las erupciones de ceniza alcanzaron una altitud de 6.000 metros y las explosiones pudieron ser oídas en Batavia (Yakarta), a más de 150 kilómetros de distancia.


Las primeras erupciones
El volcán comenzó a estallar otra vez alrededor del 19 de junio.
La causa de la erupción, según se cree, fue una nueva fisura o fisuras que se formaron entre Perboewatan y Danan, más o menos donde está el actual cono corriente volcánico de Anak Krakatau. 



Dibujo de la erupción del volcán krakatoa

La violenta erupción causó mareas excepcionalmente altas en la zona, y los barcos anclados tuvieron que ser amarrados con cadenas. 

Después del 11 de agosto comenzaron erupciones más grandes, con penachos emitidos de al menos once fisuras.
El 24 de agosto, las erupciones lejanas se intensificaron.
Aproximadamente a las 13:00 (hora local) del 26 de agosto, el volcán entró en su fase de máxima actividad, y alrededor de las 14:00, los observadores pudieron ver una nube negra de ceniza de una altura de 27 kilómetros (17 millas).
En este punto, la erupción era prácticamente continua y las explosiones podían oírse con intervalos de unos diez minutos. 


Desde los barcos que se encontraban a 20 kilómetros (11 millas náuticas) de distancia del volcán se informó acerca de la caída de ceniza pesada, con pedazos de piedra pómez caliente de hasta diez centímetros de diámetro, que caían sobre sus cubiertas.
Un pequeño tsunami golpeó las orillas de Java y aproximadamente 40 kilómetros Sumatra (28 millas) de distancia entre las 6 pm y 7 pm.


Etapa cataclísmica
El 27 de agosto, el volcán entró en la catastrófica etapa final de su erupción.
Cuatro enormes explosiones ocurrieron a las 5:30, 6:42, 8:20, y 10:02.
La peor y la más ruidosa de estas fue la última explosión. 


Cada una fue acompañada por tsunamis muy grandes.
Un área grande del Estrecho Sunda y varios sitios sobre la costa de Sumatra fueron afectados por flujos piroclásticos del volcán haciendo hervir el agua cercana a la isla.
Las explosiones fueron tan violentas que fueron oídas a 2.200 millas (3.500 kilómetros), hasta en Australia y la isla de Rodríguez cerca de Mauricio, a 4.800 kilómetros de distancia; el sonido de la destrucción de Krakatoa, como se cree, es el sonido más ruidoso en la historia registrado, alcanzando los niveles de 180 dBSPL (una medida del desvío de la presión producida por el sonido y medida en decibelios. SPL significa: Sound Presion Level) a una distancia de 160 kilómetros (100 millas). 


Se dice que marineros a 40 km a la redonda quedaron sordos del estruendo.
La ceniza fue propulsada a una altura de 80 kilómetros (50 millas). Las erupciones disminuyeron rápidamente después de aquel punto, y antes de la mañana del 28 de agosto Krakatoa estaba tranquilo. 


La erupción de ese volcán acabo con la isla,pero krakatoa dejo a su "hijo" .


Dos documentales muy buenos de History Channel,click en los enlaces:

La Historia de la Tierra .Parte 1
La Historia de la Tierra .Parte 2


Anak Krakatau
La isla de Krakatoa y su extensión actual
tras la erupción del volcán en 1883

El Anak Krakatoa es una porción de la antigua isla de Krakatoa, entre las islas de Java y Sumatra. Krakatoa estalló el 26 de agosto de 1883, en una de las erupciones volcánicas más violentas de la historia. 
El volcán arrojó una energía de 200 megatones, unas 13.000 veces el alcance de la bomba atómica de Hiroshima, destruyendo toda la isla.
En 1927 comenzaron nuevas erupciones volcánicas en el fondo del mar, de las que surgió una nueva isla en el mismo lugar conocida como Anak Krakatau (‘Hijo de Krakatoa’). Esta isla sobrepasó la superficie del mar en 1928, y en 1973 ya alcanzaba una altura de 190 metros.
La isla está deshabitada. Algunos geólogos aseguran que algún día el Anak Krakatau reventará quizá con la misma fuerza que el volcán anterior. 


En octubre del 2007 inició una serie de erupciones que continúan esporádicamente.




Leer más:
Despierta el krakatoa
La erupción más brutal:el krakatoa

domingo, 2 de octubre de 2011

Composición de la atmósfera


La atmósfera es una capa gaseosa que rodea nuestro planeta.Es un manto protector que hizo y hace posible el desarrollo de vida,ya que mantiene el planeta en condiciones habitables al regular la temperatura,protegerlo del continuo embate de meteoritos, y a mantener a raya las radiaciones nocivas de nuestro Sol.

Esta compuesta por distintas capas,comprendidas entre la mas superficial,de 10 km.de altura conocida como troposfera hasta la mas externa,o exosfera a partir de los 1.000 km.de altura y sin un limite superior definido.
Se calcula que el peso total de la atmósfera es de unos  0,000086% de la masa de la Tierra y que debido a la compresión de la fuerza gravitatoria,el 75% de está masa se halla precisamente en la troposfera,donde se dan los fenómenos meteorológicos.



Cuando se formó el planeta, hace 4500 millones la atmósfera estaba principalmente compuesta por Hidrógeno y Helio.
 Desde entonces, la composición de nuestra capa protectora ha cambiando a través del tiempo como consecuencia de la acción de fuerzas geológicas, biológicas y, desde los últimos 200 años, antropológicas. 
Actualmente, y por debajo de los 100 Km, debido a movimientos de turbulencia, la mezcla de gases es homogénea y está conformada por Nitrógeno (78,084 %), oxígeno (20,946%), argón (0,934%), dióxido de carbono (0,033%), trazas de neón, helio, metano, criptón, hidrógeno y ozono (conformando entre todo el 0.003 % restante).
Esta mezcla que llamamos aire y que cotidianamente respiramos también contiene vapor de agua, aunque en una composición muy variable geográfica y temporalmente. Por arriba de los 100 Km, la mezcla ya no es homogénea ya hay poca turbulencia. Dominan pues mecanismos difusivos que hacen que se generen estratos o capas de gases cada vez más ligeros a medida que se asciende en altura: nitrógeno (100 a 400 Km), oxígeno (400 a 1.100 Km), helio (1.100-3.500 Km) e hidrógeno (3.500-10.000 km). 
De todos los gases que la componen, la importancia climática esté tal vez centrada en los de menor proporción. Por ejemplo, el dióxido de carbono (junto con el vapor de agua) es responsable del efecto invernadero que mantiene la regulación térmica del planeta, interviene en la fotosíntesis de las plantas y en muchas otras trasformaciones químicas concernientes al “ciclo del carbono”.


En cuanto al Ozono (O3), si bien representa el 0,000004%, es de importancia vital. Se encuentra mayormente en la quimiosfera, dónde los rayos ultravioletas provenientes del Sol disocian el oxígeno molecular (O2) en átomos de oxígeno(O) que reaccionan entre si para formar ozono, el cual a su vez se descompone por la acción de más radiación UV en un átomo y una molécula de oxígeno.
Esta reacción fotoquímica es un equilibrio dinámico que ocurre en una región atmosférica de 25 Km de espesor que denominamos “capa de ozono” pues reúne el 90% del ozono atmosférico y absorbe del 97% al 99% de la radiación solar de alta frecuencia, dañina para las formas de vida. No obstante, desde las últimas décadas, este equilibrio se ve perturbado por la acción del hombre a través de la emisión de contaminantes gaseosos (como los compuestos clorofluorocarbonados usados como propelentes de aerosoles y refrigerantes), que suben hasta la alta atmósfera y catalizan la destrucción del ozono más rápidamente de lo que se regenera, produciendo así adelgazamiento o “agujero” en la capa, lo que en última instancia implica un mayor ingreso de radiación UV y un peligro para la vida.
En el sentido termodinámico del término, la Tierra no es un “sistema cerrado”, lo que quiere decir que continuamente entra y sale materia de ella. De hecho,en los confines de la atmósfera se producen continuamente escapes de gas a un espacio prácticamente vacío. Este proceso se conoce como “escape atmosférico” y, según estimaciones científicas, es artífice de que 3 Kg de Hidrógeno y 50 gramos de Helio se fuguen cada segundo. Una cantidad muy pequeña, pero que en escalas de tiempo planetarias, parece ser el causante de las grandes diferencias que tiene nuestra atmósfera con la de planetas vecinos.
En conclusión, la atmósfera terrestre ha evolucionado y suscitado nuestro desarrollo como especie y existencia actual en el planeta. Podemos sentirnos afortunados al respecto, especialmente si miramos atmósferas de planetas y lunas vecinas, donde existen lluvias de metano, temperaturas terriblemente altas (o bajas), vientos de cientos de kilómetros por hora, presiones descomunales o vacíos casi absolutos. Comprender esto es importante, ya que da cuenta de lo especiales que son las condiciones que nos permiten llamar a un pequeño punto en el universo, hogar.
Fuente: Sustentator