Unidad 3A - Biblioteca Central

Monti, A., 2004
AMBIENTE NATURAL I
SEGUNDO MÓDULO
Unidad 3: La tierra, un planeta dinámico (parte A)
I. Contenidos generales
Origen del universo y sistema solar. Forma, edad y estructura interna de la tierra. Deriva
continental y Tectónica de placas. Distribución de continentes y cuencas oceánicas.
Margenes de placas y bordes continentales. Movimientos relativos y estilos estructurales
resultantes. Orogénesis, epirogénesis e Isostacia. Magma: génesis y composición.
Plutonismo y vulcanismo. Principales materiales constituyentes de la corteza terrestre
Cristales y minerales. Minerales formadores de rocas. Procesos formadores y tipos de rocas
resultantes: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Clasificación mineralógica y textural de
las rocas.
II. Objetivos
 Conocer la estructura interna de la Tierra y vincularla con las teorías de la deriva
continental y tectónica de placas.
 Analizar la dinámica y naturaleza de los distintos procesos endógenos generadores de
relieve.
 Conocer los principales constituyentes minerales de la corteza terrestre.
 Plantear las relación causal entre magma, minerales y roca.
 Identificar los elementos definitorios de las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas.
III. Introducción
En la unidad anterior vimos que el sistema geológico-geomorfológico forma parte del
ecosistema tierra y que la configuración que presentan los paisajes de la superficie depende
de la dinámica de las interacciones entre procesos endógenos y exógenos. Asimismo,
aprendimos que la unidad fundamental del paisaje físico son los rasgos morfológicos o
geoformas, que resultan de la acción de distintos procesos geomorfológicos. De ese modo,
la generación y modificación de cada una de las geoformas depende de la combinación de
tres factores que son: a) estructura, b) proceso y c) tiempo. Al respecto, recordemos que los
paisajes son dinámicos y si estan en pleno proceso de cambio, algún componente del
paisaje (estructura geológica) esta siendo alterado por algún evento (proceso) durante un
intervalo de tiempo definido de modo que el sistema vaya hacia un momento determinado
de su evolución (estado).
Por lo tanto, en esta segunda unidad comenzaremos a profundizar el aspecto de las
estructuras (en sentido geomorfológico) que son factores de vital importancia para
interpretar tanto la evolución de las geoformas como de los paisajes resultantes de la
asociación de distintas geoformas. Recordemos entonces que consideramos como
estructuras (en sentido geomorfológico) a un grupo de propiedades litológicas y
mineralógicas (factores geológicos) que son el resultado pasivo de procesos
deformacionales ó deposicionales previos al comienzo del ciclo geomorfológico propiamente
dicho.
IV. Conceptos teóricos
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Forma, edad y estructura interna de la tierra
Formación del universo y del Sistema solar
Las teorías sobre el inicio del universo sostienen que este se habría formado entre 10.000
millones y 20.000 millones de años atrás. Sin embargo, la mayoría de los astrónomos ha
indicado el inicio entre 15.000 y 20.000 millones de años.
Intentaremos explicar del modo más sencillo posible el origen del universo y del sistema
solar del cual forma parte nuestro planeta. En un inicio todo el universo estuvo comprimido
en un único punto, “infinitamente” denso y pequeño. Luego esta pelota de densidad infinita
explotó, produciéndose el evento catastrófico conocido como BIG BANG. Este evento
habría marcado el comienzo del universo, del espacio y del tiempo tal cual lo entendemos
hoy día. Luego del Big Bang la temperatura era extremadamente elevada y el universo era
homogéneo, sin diferenciación de estrellas, planetas ni galaxias. A medida que el universo
se iba enfriando se formaron los átomos, que luego dieron origen a la materia que formó las
galaxias y finalmente nacieron las estrellas.
El sistema solar recien habría comenzado hace unos 5.000 millones de años, a partir de una
nube inmensa y muy fría que rotaba lentamente en el espacio. Una de las varias teorías que
intentan explicar el origen de una manera científica sostiene que la leve atracción
gravitatoria entre las partículas de gas y de polvo provocó que la nube se condensara en
una esfera. Una vez conformada la esfera nubosa inicial, la misma comenzó a rotar
rápidamente, mientras la condensación continuaba y la esfera se deformaba a un cuerpo en
forma de disco. La mayor parte de la nube gravitacionó hacia el centro y así la nube
culminó colapsando hacia el adentro. La energía de dicho colapso se convirtió en calor y la
temperatura de la nube de gas y polvo empezó a aumentar. Así, el centro de la nube se unió
en una gran masa denominada protosol, la que luego de varios procesos de fusión nuclear
originó el sol moderno. Alrededor del sol fueron giraban un gran número de corpúsculos los
que por efecto de la gravedad fueron concentrándose para luego dar origen a los
planetesimales. El gran calor concentrado en el sol provocó que grandes cantidades de
compuestos volátiles se vaporizaran de la región interior del sistema solar. Estos
compuestos fueron sin embargo retenidos en las heladas regiones exteriores. Hoy en día,
los cuatro planetas más cercanos al sol (Mercurio, Venus, Tierra y Marte) son cuerpos
conformados principalmente por sustancias rocosas y metálicas. Se los denomina planetas
terrestres por su similitud con la Tierra. En contraposición, los planetas más alejados del
Sol (Jupiter, Saturno, Urano y Neptuno) están compuestos por sustancias volátiles como
hidrógeno, agua o Helio y se los denomina planetas jovianos.
¿Cuandó y cómo se formó La Tierra?
Si bien hay discusiones sobre el momento exacto en que el planeta Tierra toma forma de
tal, se acepta que el mismo se formó originalmente, como un agregado de partículas muy
pequeñas y la energía calórica liberada en las profundidades de nuestro planeta fue
retenida por una espesa capa aisladora de rocas superficiales. Ese calor se acumuló y
lentamente calentó el interior del planeta hasta que dicho interior se fundió. Al mismo
tiempo la superficie del planeta se calentaba por un intenso bombardeo de meteoritos y
fundía partes de dicha superficie. Por ello cuando se tiene que imaginar los comienzos del
planeta suele referirse al mismo como “la gran sopa elemental” a partir de la cual surgieron
la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera.
Para comprender la formación de las distintas capas del planeta imaginemos una mezcla de
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agua y aceite, el aceite va a flotar en superficie y el agua va a ir al fondo. En la tierra ocurrió
algo similar. Cuando se fundieron grandes cantidades de material, la mayoría de los
elementos pesados como el hierro y níquel se depositaron hacia el centro atraidos por la
fuerza de gravedad. Los materiales más livianos, compuestos por sílice y oxígeno, flotaron
en sectores más superficiales para formar las rocas más livianas que componen la capa
más exterior del planeta que es la corteza. Inclusive los materiales aún más livianos, como
los gases originados o atrapados en el interior del planeta, escaparon y con la combinación
del hidrógeno y el oxígeno formaron los primeros océanos. Los gases más livianos de todos,
ascendieron y dieron lugar a la atmósfera primitiva de la Tierra. Finalmente, poco después
de la fusión y separación en capas, la Tierra comenzó a enfriarse, proceso que continua hoy
en día.
Estructura interna de la tierra
Desde un punto de vista físico ya mencionamos en el módulo precedente que la porción
más externa del planeta tierra puede describirse como una bola rocosa (corteza)
parcialmente recubierta de agua (hidrosfera) y todo ello dentro de una envoltura gaseosa
(atmósfera). A estas tres componentes físicas se debe adicionar una zona biológica
(biosfera).
Centraremos nuestro interés en la bola rocosa y su estructura interna. La corteza es una
delgada capa rocosa situada en la posición más externa de la tierra sólida. Su espesor varía
entre los 7 km que presentan algunos sectores oceánicos y los 70 km que se registran en
las cadenas montañosas más elevadas en los continentes. Esta conformada principalmente
por dos grandes grupos de rocas. Un grupo es el de rocas claras (rocas ácidas), de baja
densidad (aproximadamente 2,7) y mayormente compuestas por sílice y alúmina, en las
cuales se incluyen el “granito”, los tipos afines y las rocas sedimentarias como las
“areniscas”. En general se las ha encontrado más frecuentemente en las áreas
continentales. El otro grupo abarca las rocas oscuras (rocas básicas), pesadas (2,9-3) y
compuestas por sílice, pero menos abundante que en el grupo anterior. Entre ellas se
incluye el “basalto” y tipos afines. Este grupo de rocas se halla con más frecuencia en los
fondos oceánicos. La característica notoriamente frágil que presentan las rocas de la
corteza, provoca que ante la acción de fuerzas tensionales la misma se rompa, generando
las fracturas y fallas que cruzan la superficie del planeta.
Sin embargo, el planeta es mucho más que los 70 kilómetros de rocas superficiales. La
tierra es un cuerpo casi esférico de unos 6400 km de radio ecuatorial. Bajo la corteza y
envolviendo el cuerpo central o núcleo terrestre, se desarrolla una capa espesa mayormente
sólida denominada manto. La superficie que separa físicamente al manto de la base de la
corteza se denomina discontinuidad de Mohorovicic.
El manto se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de 2900 km. Se
cree que esta compuesto mayormente por rocas ultrabásicas muy oscuras y densas (3,4)
con poca sílice y abundantes óxidos de hierro y magnesio. La sección superior del manto
incluye rocas relativamente frías y frágiles, las que sometidas a campos tensionales se
fracturan de modo parecido a lo que ocurre con las rocas de la corteza. Por ende, la porción
fría y sólida de la Tierra que abarca a la corteza y al manto superior se denomina litosfera.
La misma se extiende desde la superficie de la tierra hasta una profundidad promedio de
100 km.
Bajo la litosfera y hasta una profundidad cercana a los 350 km por debajo de la superficie
terrestre, se extiende otra capa denominada astenósfera. En esta porción tanto la presión
como la temperatura son altas, pero menores que en las capas subyacentes. Sin embargo,
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tanto presión como temperatura son suficientes como para permitir la fusión de pequeñas
porciones del manto, mientras el resto de las rocas se comporta de manera semiplástica.
Vale decir, que ante las tensiones el material de la astenósfera puede cambiar de forma sin
romperse. Es por ello que se ha comparado a la astenósfera con el alquitrán o la masilla. Si
se tienen en cuenta los espesores de la astenósfera y del manto total, se ve claramente que
la mayor parte del manto está por debajo de la astenósfera. La presión en esta porción del
manto es tan alta que aunque el material rocoso está muy caliente, permanece aún
relativamente sólido y rígido.
Finalmente, el centro del planeta está ocupado por el núcleo, asimilable a una esfera de
3500 km de radio. Esta compuesto mayoritariamente por hierro y níquel, por lo que posee
una elevada densidad. Se subdivide en un núcleo interior sólido y un núcleo exterior líquido.
Las temperaturas en esta porción del planeta alcanzan los 6000° C, similar a la que posee
la superficie del sol.
Pero... ¿Cuál es la relevancia de conocer la estructuración interna de la Tierra para
interpretar los paisajes de la superficie de la corteza? La respuesta la hallaremos en las
teorías de la deriva continental y de la tectónica de placas.
Deriva continental, tectónica de placas y movimientos relativos
La tierra puede efectivamente ser caracterizada como un planeta dinámico. Es decir, un
cuerpo en continuo movimiento y cambio. Los procesos internos responsables de las
modificaciones que el mismo ha sufrido y sufre a lo largo del tiempo, son una serie de
procesos físico-químicos que ocurren tanto en el interior como en el exterior de la litosfera.
Por ende, una gran variedad de procesos geológicos contribuyen a la conformación y
modelado del relieve que caracteriza las zonas más externas de la corteza.
Los procesos internos o endógenos son fenómenos que actúan en el interior de la corteza o
a través de ella, como resultado de las actividades físicas y químicas de los materiales de la
corteza y el manto. Éstas se manifiestan en la superficie mediante movimientos tectónicos,
vulcanismo y terremotos. Por lo tanto, la dinámica interna del planeta y los procesos
endógenos tiene una directa vinculación con los fenómenos que ocurren entre las capas
internas del planeta, especialmente entre la litosfera y la astenosfera.
Estos fenómenos explican en parte las observaciones que realizo en el 1900 Alfred
Wegener y que dieron origen a la Teoría de la deriva continental, hoy muy discutida
especialmente en ambientes académicos del hemisferio norte. Este meteorólogo alemán
notó que los terrenos emergidos de Sudamérica, África, India y Australia presentaban
idénticas rocas y fósiles. Notó que aparecieron fósiles gemelos en lugares tan distantes
como Antártida y la India. Luego, tomando en consideración además la configuración actual
de los continentes, movió estas grandes masas hasta que encajarán unas con otras y así
reconstruyó un megacontinente al que denomino Pangea. Allí nace la teoría de la deriva
continental. No profundizaremos en ésta y sólo mencionaremos que la misma sostiene que
a lo largo del tiempo geológico el gran continente Pangea, se habría separado en una
primera fase en dos supercontinentes. Por una parte Laurasia (actualmente Norte América y
Eurasia, excluyendo la India) y por otra parte Gondwana (el hemisferio sur, incluyendo
India). Posteriormente, el desmembramiento continental se habría hecho mas evidente y
menores porciones continentales, tal como las reconocemos en la actualidad, habrían
continuado su deriva a lo largo de la historia geológica hasta alcanzar su posición actual.
Hacia fines de los ‘60, como respuesta a la idea del movimiento tanto de los continentes
como del piso de los océanos, nace la teoría de la Tectónica de Placas. Ella se sustenta en
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que la litosfera delgada y sólida flota sobre la astenósfera caliente y semiplástica del mismo
modo que la madera flota en un tambor de miel muy espesa. A la vez, considera a la
litosfera RÍGIDA, FRÍA y FRÁGIL segmentada en siete placas mayores y otras menores,
ajustadas entre si como las piezas de un rompecabezas esférico. Si bien las placas
menores serían enteramente de corteza continental, las mayores son mixtas incluyendo en
su conformación también porciones de corteza oceánica. Así, resulta relativamente sencillo
de ver que las placas litosféricas, independientemente de su composición continental,
oceánica o ambas, se mueven unas respecto a la otras al flotar sobre la astenósfera
semiplástica en distintos sentidos. Las placas no se propulsan asimismas, sino que son
impulsadas por las corrientes convectivas que se producen en el interior del planeta. La
parte superior de dichas corrientes se halla formada por rocas fundidas que se elevan
desde la astenosfera bajo el lecho marino. Estas rocas fundidas logran traspasar la
separación entre placas lo que contribuye a desplazarlas y generar nuevas rocas en el
fondo del mar al llegar a la superficie del fondo de los océanos.
De ese modo, en los límites entre placas (o fronteras tectónicas) se producen tres tipos de
movimientos principales: convergentes, divergentes y transformantes.
1. Las placas se acercan unas a otras en los márgenes convergentes. De acuerdo con la
naturaleza de la corteza en los bordes entre placas hay tres tipos de interacciones:
a) continental-continental
En la zona de convergencia entre dos placas continentales de densidad similar, las placas
colisionan y la corteza sufre una gran deformación, fracturación y replegamiento, generando
cadenas montañosas jóvenes. Este es el caso del choque de la India con Asia y la
consecuente generación de los Himalayas, como así también el modelo de colisión que
generó las montañas Rocallosas en América del Norte.
b) continental-oceánica
Otra posibilidad es que choquen dos placas de distinta densidad y entonces la placa
oceánica más densa puede hundirse por debajo de la placa continental mas liviana. Dicho
proceso se denomina subducción. Como resultado de la subducción de una placa bajo la
otra, la tierra se sacude generando terremotos. Este proceso también genera que parte de
la astenósfera y la corteza se fundan, generando roca líquida llamada magma. Cuando el
magma asciende por las fracturas de la litosfera y alcanza la superficie, se producen
erupciones volcánicas y se conforma en el borde de placa lo que se denomina arco
magmático y consecuentemente cadenas montañosas de importante relieve. Un ejemplo de
margen convergente ó activo donde hubo subducción es la costa oeste del continente
sudamericano con la consecuente generación de la cordillera de los Andes
c) oceánica-oceánica.
Por otra parte, también puede ocurrir la colisión de dos placas oceánicas. Si la densidad es
suficientemente distinta, puede ocurrir un proceso de subducción, formándose vulcanismo
cuyo resultado final puede ser un arco de islas ó arco volcánico. Este es el caso de la
denominada Fosa de Japón en la cual la placa del Pacífico se ve subductada por la placa
Euroasiática. Aquí la actividad tectónica favorece la acumulación de magma que genera
Volcanes y fuertes terremotos en el sector.
2. Las placas se separan unas de otras en los márgenes divergentes. Ello ocurre
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principalmente en el fondo de los océanos, donde se han formado cordilleras que
presentan una hendidura central ó valle de rift. A medida que las placas se separan a
ambos lados del rift, fluye hacia arriba magma del manto y genera corteza oceánica
nueva. La dorsal Centro-Atlántica genera corteza y empuja a la placa Sudamericana
hacia el oeste. A partir de dicho fenómeno la costa este del continente sudamericano
constituye un margen pasivo y en cambio el margen occidental sudamericano es activo
debido a la subducción de la placa del Pacífico bajo el continente. La zona central de la
dorsal centro-Atlantica aparece señalada por una profunda grieta que forma un valle
similar a los terrestres. El movimiento divergente también generó la cadena de Islas de
Hawai creada a partir de un punto caliente producto de magma caliente retenido bajo la
corteza. A medida que la placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste el magma al
salir forma una serie de islas volcánicas.
3. En los márgenes transformes ó transformantes las placas se deslizan paralelamente
unas respecto a las otras según un movimiento horizontal con sentido contrario. Se
genera fricción de placas sin que se construya o destruya corteza. Ello se manifiesta en
la superficie a partir de la generación de terremotos en zonas de la corteza con una
importante zona de fracturación. Las montañas de San Gabriel se formaron por acción
de la falla de San Andrés en el oeste de California, Estados Unidos. Si bien el
movimiento transformante las modifica, se desarrollan pocas sierras a lo largo de las
márgenes transformes.
En síntesis, el movimiento diferencial entre placas litosféricas de disimil naturaleza genera
relieves y estilos estructurales diversos. Adiconalmente, parecería que siempre en los
márgenes convergentes se destruye y/o transforma corteza, mientras que en los márgenes
divergentes se genera corteza nueva. Por lo tanto las rocas de los fondos oceánicos
parecen ser más jóvenes que las que constituyen los antiguos continentes.
Procesos geológicos generadores de relieve: orogénesis, epirogénesis e isostacia
Como ya vimos en la unidad anterior no sólo los procesos endógenos son los responsables
de la generación de relieves. Como resultado de la degradación de las áreas elevadas y la
agradación de las zonas deprimidas, los procesos externos o exógenos tienden a nivelar la
superficie terrestre.
Ambos grupos de procesos (endógenos y exógenos) para conservar su actividad requieren
de una fuente adicional de energía. Los procesos externos son mantenidos específicamente
por la radiación de calor proveniente del sol. Por lo tanto, mucho tienen que ver las
variaciones climáticas a lo largo de la historia terrestre. De un modo similar, los de origen
interno se mantienen por la liberación de calor almacenada en el interior del planeta. Como
resultado de ello, a través del tiempo la superficie de La Tierra ha cambiado su aspecto.
Unas veces sus rasgos han sido lisos y monótonos y otras se han hecho empinados y
vigorosos. Pero en lo que parece ser una contienda permanente entre las fuerzas externas
que tienden a la destrucción y nivelación del relieve y las internas que tienden, en general, a
la renovación de tierra, ninguna de ellas ha conseguido el predominio. Por ejemplo una
cordillera como la de los Andes es elevada por los procesos internos, mientras que a lo
largo del tiempo geológico los procesos externos la desgastan, excavan cañones y valles y
esculpen las rocas.
A lo largo del tiempo geológico la corteza terrestre ha sido combada, inclinada, elevada y
sumergida como resultado de eventos de inestabilidad tectónica, muchos de los cuales
tienen su origen en la dinámica de las placas litósfericas. Los movimientos tectónicos
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generan entonces momentos de inestabilidad los que pueden ser caracterizados por dos
tipos principales de movimientos de la corteza terrestre. Estos son los movimientos
orogénicos y epirogénicos.
El término orogenia se refiere al proceso de construcción de montañas, a partir del accionar
de los procesos geológicos internos. Un orógeno ó faja orogénica es una región elongada
y relativamente angosta cercana a un margen continental tectónicamente activo, donde
muchos o todos los procesos han formado montañas. Recordemos ahora que hemos visto
que hay tres tipos de márgenes de placa: divergentes, transformes y convergentes, en
los que se generan distinto tipo de montañas. Como ya sabemos, la mayor actividad
tectónica de la Tierra se produce en las fronteras tectónicas que coinciden con los límites de
placas litosféricas donde dos placas en movimiento colisionan entre si. Por esta razón, la
elevación de montañas está comúnmente acompañada por otras actividades tectónicas
asociadas con márgenes de placa activa como deformación de rocas, terremotos,
erupciones volcánicas e intrusión de grandes volúmenes de magmas en la corteza
subsuperficial. En síntesis los movimientos orogénicos generan episodios de fuerte
deformación de las rocas de la corteza, lo que en general está acompañado por una intensa
actividad magmática.
En contraposición están los movimientos epirogénicos. Estos producen ascensos y
descensos, en general suaves, de ciertos sectores de la corteza sin generar en estos
deformaciones de las rocas. Por ende, los movimientos epirogénicos reflejan una mayor
estabilidad de la corteza, en contraste con los movimientos orogénicos de compresión y
tensión que afectan áreas inestables.
Cuando movimientos epirogénicos fueron negativos, generando un descenso, grandes
áreas fueron sumergidas por el avance del mar sobre los continentes. Esa inundación dio la
oportunidad que grandes columnas de sedimentos se depositaran sobre los rocas ígneas y
metamórficas que conforman el basamento de los continentes. Con posterioridad
movimientos de ascensos expusieron los depósitos sedimentarios a condiciones subaéras
posicionándolos en alturas topográficas sobre el nivel del mar actual. A partir de alli han sido
retrabajados por los agentes externos en tiempos geológicos recientes. Este tipo de
movimientos ha generado como rasgos distintivos de paisajes actuales planicies elevadas y
mesetas.
La causa de los movimientos de ascenso y descenso de los continentes se basa en un
fenómeno geológico llamado ISOSTACIA. El mismo refiere al estado de balance o equilibrio
que ocurre entre los bloques de la corteza rígida, flotando sobre la parte superior del manto
plástico o más exactamente entre la litosfera y la astenosfera. Es obvio que este proceso
depende de la componente gravitatoria que regula la altura de las masas rocosas en función
de las densidades de las rocas que la componen. De igual modo que un trozo de madera
puede flotar sobre agua o un material más viscoso. Bloques de madera flotando sobre agua
ascienden o descienden hasta que desplazan un volumen de agua que es igual a su peso.
El peso del agua desplazada mantiene a flote a los bloques.
En una manera simple es factible visualizar que una porción de corteza rocosa puede
presentar una tendencia a elevarse o descender gradualmente hasta que logre balancearse
por el peso del manto desplazado. Este concepto de movimiento vertical para alcanzar el
equilibrio se denomina Ajuste isostático.
El equilibrio puede verse afectado por una sobrecarga ó alivio de componentes en la corteza
lo cual produce que la misma deba moverse para reajustarse a las nuevas condiciones. Por
ejemplo, el desarrollo de grandes mantos glaciarios en distintos momentos del Cuaternario
aportó una sobrecarga a la corteza favoreciendo su hundimiento hasta que alcanza su
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nueva condición de equilibrio. Luego, la desaparición de los mismos, produjo un alivio y con
el mismo una elevación del continente para ajustarse el peso a la nueva condición. Esto se
conoce en la bibliografía como Rebote isostático. Este es el caso de la Bahía de Hudson
que esta subiendo casi a razón de un metro por siglo desde la liberación de de la carga de
hielo fundida hace 11.000 a 8.000 años atrás (De Miro i Orell y Domingo i Morato, 1985)
De igual modo la erosión de una zona montañosa y la consecuente depositación de los
sedimentos en una cuenca aledaña, genera un alivio en el primer sector y un hundimiento
en la segundo. Cada uno de los sectores necesita ajustarse a las nuevas condiciones en un
descendiendo por el nuevo sobrepeso y en el otro elevándose como resultado del alivio de
peso. Obviamente este ajuste necesita que el manto plástico fluya para acomodar el
movimiento.
En síntesis, a lo largo de la historia del planeta se han registrado distintos ciclos
orogénicos, es decir períodos durante los cuales se formaron montañas por vulcanismo,
plegamiento y fracturación de la corteza terrestre asociado a márgenes tectónicos activos.
Mientras que los ciclos epirogénicos, vinculados con el fenómeno de la isostacia han sido
períodos durante los cuales han ocurrido movimientos de ascensos y descensos de la
corteza sin que se produzcan grandes deformaciones de la misma.
CONTINUARÁ....
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