Para practicar...

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a) Sobresaturación y posterior precipitación de NaCl.

b) Precipitación de carbonato cálcico.

c) Por enfriamiento del magma.

d) Sublimación a partir del estado gaseoso, es decir, sin pasar por la fase líquida.

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El crecimiento del cristal es un proceso que tiene lugar capa por capa y desde el exterior, ya que solo puede ocurrir en la cara del cristal, porque el material necesario para el crecimiento se encuentra en la solución.

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Esta propiedad se denomina polimorfismo y se debe a que las condiciones de formación de los tres minerales han sido distintas (en este caso por variaciones de temperatura).

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En la recristalización sólida a partir de cristales de una especie se forman otras de especies distintas; implica, por tanto, una transformación. Además, no se produce una disolución, es decir, una fase líquida; por el contrario, todo el proceso tiene lugar en fase sólida. En el crecimiento sólido-sólido o recristalización, el sólido inicial y final tienen la misma estructura cristalina y la misma composición química. Solo se produce un incremento de tamaño de grano a través de movimientos de borde de grano.

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Puesto que las ondas sísmicas comunican la vibración de unas partículas a otras del interior de la Tierra, examinando su comportamiento obtendremos información del interior de la Tierra, teniendo en cuenta que:

●     Las ondas P viajan a más velocidad que las ondas S.

●     Las ondas P son capaces de atravesar todo tipo de materiales.

●     Las ondas S solo se transmiten por medios sólidos.

Tanto las ondas P como las ondas S cambian de dirección cuando varían las características del medio por el que pasan, dando lugar a puntos de inflexión en su gráfica que nos indican que existe una discontinuidad.

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b) En la gráfica se observa claramente que a una profundidad de 5 100 kilómetros las ondas P aumentan su velocidad y las ondas S vuelven a registrarse; es a esta profundidad, por lo tanto, donde se localiza la discontinuidad de Lehman.

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Las ondas sísmicas son generadas en conjunto y viajan a diferentes velocidades: las ondas S viajan a través de la Tierra aproximadamente a la mitad de velocidad que las ondas P. Las estaciones sismológicas que se encuentran cerca de donde ocurren los terremotos (El Cairo) registran fuertes ondas P, S y ondas superficiales, en rápida sucesión, inmediatamente después de ocurrido el terremoto. Las estaciones que se encuentran más lejos del terremoto registran la llegada de estas ondas después de varios minutos, y el tiempo de llegada entre ondas es mayor (Moscú). Aproximadamente a 100 grados de distancia del foco sísmico, las trayectorias de las ondas P y S comienzan a tocar el límite del núcleo exterior de la Tierra. Más allá de esta distancia, la primera onda en llegar –una onda P– va disminuyendo en tamaño y luego desaparece. Las ondas P que viajan a través del núcleo externo empiezan a aparecer más allá de los 140 grados. La zona encuadrada entre 100 y 140 grados se designa a menudo como “la zona de sombra”. No vemos ondas S pasando a través del núcleo exterior, de lo que  deducimos que el núcleo externo está en estado fluido (no aparecen ondas S en los sismogramas de Anchorage y Hawai).

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La temperatura en el interior de la Tierra va aumentando con la profundidad al igual que la presión. En el núcleo externo las temperaturas son tan altas que los materiales están fundidos; sin embargo, en el núcleo interno el aumento de presión impide que las partículas puedan separarse y, por tanto, que se produzca un cambio de estado.

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a) Si la erosión desgasta la superficie de un continente se produce una elevación de la corteza y, por lo tanto, un adelgazamiento (tendería a subir, tal como una barca que está siendo descargada).

b) En el caso de la isla volcánica se da lo contrario: la elevación produce un desplazamiento de masa de menor densidad bajo la isla, que compensa el exceso de masa en el exterior.

c) En el caso del deshielo se produce, igual que en el punto a), un adelgazamiento de la corteza, porque ésta tiende a subir (un ejemplo de ese fenómeno se relaciona con el aligeramiento que ocasiona el derretimiento de grandes masas de hielo, como en la península Escandinava, donde se puede apreciar una elevación de cerca de un metro por siglo).

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Porque el sial estaba formado predominantemente por rocas ligeras (hoy sabemos que esto es cierto para la corteza continental, porque la corteza oceánica está formada por rocas más densas, los basaltos), predominantemente graníticas, mientras el sima estaba constituido por rocas más densas. Los puentes intercontinentales debían de estar compuestos por una corteza ligera para mantenerse por encima de la superficie de mar, pero por esa misma razón –su baja densidad– no podrían hundirse; desde el punto de vista geofísico, contravendría el principio de la isostasia. Como hemos visto en la actividad anterior, el desgaste de la superficie supone un desplazamiento hacia arriba del sial para mantener el equilibrio isostático, por lo que el límite entre sial y sima también se eleva, compensando de esta manera la pérdida de materia.

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No, si comparamos ambas ilustraciones se observa que Pangea no se fragmentó como pensaba Wegener, sino de tal manera que en el Eoceno se podrían distinguir dos grandes continentes: el Eurasiático, que se comunicaba por medio de Escandinavia con Norteamérica formando Laurasia y, al sur, una serie de bloques continentales que constituían la Gondwana de Suess, que englobaba Sudamérica, la Antártida, Australia y África.

(Podemos comparar la reconstrucción de Wegener con la realizada por uno de sus defensores, el sudafricano James Alexander Logie Du Toit (1878-1948), a la derecha, que reconocía, no un único supercontinente, sino dos: uno septentrional al que denominó Laurasia –contracción de Laurentia, masa continental precursora de Norteamérica denominada así por el río Saint Lawrence de Canadá, y Eurasia– y otro meridional (Gondwana), separados por el mar de Tethys, así llamado en homenaje a la hija y consorte del dios griego Oceanus).

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Las corrientes de convección se producen por la diferencia de temperatura: el agua que está en el fondo de la cazuela se calienta, por lo que sus moléculas se separan, disminuyen su densidad y, en consecuencia, suben a la superficie (corriente de convección ascendente). Cuando llegan a la superficie se enfrían, aumentando su densidad y, por lo tanto, se desplazan hacia el fondo (corriente de convección descendente), y así sucesivamente.

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a) Además del actual (Brunhes), se detectan tres grandes crones de polaridad: dos inversos (Matuyama y Gilbert) y uno normal (Gauss). Es de destacar que el cron Gilbert incluye varios subcrones de polaridad normal (en la ilustración se les ha reunido en uno sólo).

b) Hace aproximadamente 780 000 años.

c) Son muy recientes, porque se están formando de forma más o menos continuada. Las más lejanas tienen entre 4 y 5 millones de años, que es la edad del fondo oceánico representado.

d) Podemos encontrar sedimentos en las áreas más alejadas de la dorsal, porque son las zonas más cercanas a los continentes –que son los principales suministradores de estos materiales–. Según nos alejamos de los bordes continentales, la cantidad de sedimentos será menor, siendo nula en las dorsales.

e) Conociendo la edad de las rocas y su distancia a la grieta central se estima la velocidad con que se está desplazando el fondo marino. Así, por ejemplo, se ha calculado que la velocidad media de apertura del Atlántico es de 3 centímetros por año (1,5 centímetros a cada lado de la dorsal). Hay que indicar que esta velocidad ha variado a lo largo del tiempo y que no es uniforme en toda la dorsal (por unas zonas la velocidad puede ser algo mayor y por otras menor), e incluso puede variar a ambos lados de la dorsal.

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Placas litosféricas oceánicas: Pacífica, Nazca, Cocos, Filipinas, Juan de Fuca y Scotia. Placas litosféricas mixtas: Africana, Sudamericana, Norteamericana, Euroasiática, Índica, Antártica, Caribe y Arabia.

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a) No es posible la subducción por dos razones: la litosfera formada por corteza continental tiene densidad baja, por lo que no tendería a hundirse; por el contrario, “flotaría” sobre el manto. Por otro lado, tiene un gran espesor, mucho mayor que cualquier placa o extremo de placa oceánico.

b) Como hemos visto en los otros casos, el choque de placas produce numerosas fracturas; los bloques procedentes de la fractura se pueden separar debido a la subducción de la placa oceánica, que deja espacio para el alejamiento. Pero, en este caso, la compresión de los continentes hace que los bloques o fragmentos originados por la colisión no puedan separarse y, en consecuencia, dejar conductos para que el magma que se forme en el interior de la corteza pudiera salir.

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a) Se da una convergencia (choque) entre dos placas mixtas. Es un borde o límite destructivo con subducción de litosfera oceánica.

b) Se produce una divergencia (separación) entre dos placas oceánicas. Es un límite constructivo en el que se forma nueva litosfera oceánica en la dorsal del Pacífico oriental. En ella se encontrarán también fallas transformantes.

c) Se produce una divergencia (separación) entre dos placas mixtas, con formación de litosfera oceánica en una dorsal y con presencia de fallas transformantes.

d) Se produce una convergencia (choque) entre una placa oceánica y una mixta. Es un borde destructivo donde la placa de Nazca subduce bajo Sudamérica. Se forma la fosa de Perú-Chile y, como consecuencia de esta dinámica, se trata de una zona de elevada actividad sísmica y volcánica. También es el origen de la cordillera andina.

e) Se produce una convergencia entre dos placas mixtas con colisión continental que forma una cordillera intracontinental (Himalaya). Se ha producido la obducción continental tras agotarse la litosfera oceánica, destruida por subducción.

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a) En la teoría de la deriva continental, Wegener proponía que las cadenas montañosas se originaban a causa del arrugamiento friccional que experimentan los bordes de los continentes que constituían el sial en su avance sobre el sima; así, por ejemplo, los Andes se habrían originado por el avance de América hacia el oeste. Los inconvenientes de esta hipótesis son los mismos que para la teoría general: el mecanismo que produce la deriva de los continentes y las fuerzas capaces de producir el plegamiento.

b) La teoría de geosinclinal propone que los sedimentos depositados en la plataforma continental y al pie del talud continental se adicionan al continente en virtud de una elevación prácticamente vertical desde el fondo oceánico. Por el contrario, la tectónica de placas propone que estos materiales se añaden lateralmente en los bordes de placa destructivos. La teoría del geosinclinal puede ser válida en el hecho de que es una cuenca sedimentaria marina situada en un borde continental subsidente, pero no como entidad capaz de evolucionar a orógenos mediante movimientos verticales.

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El ciclo de Wilson comienza con la elevación, adelgazamiento y fragmentación de un supercontinente. Aparece, entonces, un rift continental por el que se forma corteza oceánica; a la vez, la zona es invadida por las aguas, y va evolucionando hasta convertirse en un océano. Los dos fragmentos continentales van separándose por la expansión del fondo oceánico. La corteza oceánica irá enfriándose a medida que se aleja de la dorsal, haciéndose más rígida y densa. Cuando esté suficientemente fría se romperá en la parte más débil (la más cercana al continente) y comenzará la subducción de la placa oceánica, destruyéndose, pues, la corteza oceánica.

Si el proceso continúa, el océano se va cerrando hasta llegar a colisionar los dos bordes continentales, formándose un orógeno intracontinental y produciéndose la fusión de ambas placas, con lo que se origina un supercontinente. Bajo este supercontinente puede iniciarse de nuevo el ciclo.

Según este esquema, alrededor de un continente antiguo se irán fusionando, además de otros continentes, rocas más modernas procedentes de la corteza oceánica.

Hay quien considera que, a lo largo de la historia de la Tierra, este ciclo se ha completado en varias ocasiones.

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En la tectónica de placas tradicional las dorsales jugaban una importante función como zonas originadas por una corriente de convección ascendente y, en consecuencia, desempeñaban un papel activo en el movimiento de las placas; en la actualidad ya no están conectadas a un sistema convectivo, sino que son el resultado de un sencillo sistema de fracturas.

La subducción comenzaba en las fosas oceánicas y finalizaba en la astenosfera, que estaba fuertemente implicada en el arrastre de las placas hacia el interior de la Tierra. En el modelo actual este papel no se pierde, pero la subducción se prolonga hasta la zona D’‘.

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En el modelo tradicional de tectónica de placas el nivel de compensación isostática estaría situado en la base de la astenosfera (a unos 250 kilómetros de profundidad). En el modelo actual el nivel de compensación isostática se sitúa en el límite manto-núcleo (recordemos que hoy en día se descarta la existencia de la astenosfera).

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Como hemos visto, los terremotos se asocian a los límites de placas. En el caso de bordes constructivos (dorsales) y de los bordes pasivos, los hipocentros se encuentran a pocos kilómetros de la superficie y son originados por dislocaciones tectónicas.

En el caso de los bordes destructivos los focos (hipocentros) se localizan a lo largo de la zona de subducción, lo cual es compatible con las grandes fricciones que se producen en esta zona; sin embargo, se pensaba que su origen no podía estar más allá del comienzo de la astenosfera (unos 100 kilómetros de profundidad), debido a que la placa que subduce se fundiría en ella.