Corteza Terrestre

Este elemento es una expansión del contenido de los cursos y guías de Lawi. Ofrece hechos, comentarios y análisis sobre este tema.

Corteza Terrestre

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La corteza terrestre es la capa más externa de baja densidad de la Tierra por encima de la discontinuidad de Mohorovičić (el Moho), un límite global que se define como la profundidad de la Tierra en la que la velocidad sísmica de las ondas de compresión aumenta rápida o discontinuamente hasta un valor superior a 7,6 km/s (4,7 mi/s; el manto superior). La corteza es también la parte superior y fría de la litosfera de la Tierra, que, en términos de tectónica de placas, es la capa exterior y móvil que se encuentra bajo la astenosfera caliente y convectiva. Véase también: Astenosfera; Litosfera; Moho (discontinuidad de Mohorovicic); Tectónica de placas

Corteza continental

La corteza continental de la Tierra ha evolucionado a lo largo de los últimos 4.000 millones de años y su composición geológica y estructura interna son muy variables. El grosor medio mundial de la corteza continental es de 40 km, con una desviación estándar de 9 km. La corteza continental más fina (que se encuentra en el Triángulo de Afar, en el noreste de África) tiene un grosor de unos 15 km, y la más gruesa (la cordillera del Himalaya en China) tiene un grosor de unos 75 km. El 95% de la corteza continental tiene un grosor que está dentro de las dos desviaciones estándar del grosor medio, entre 22 km y 58 km. La Antártida tiene un grosor de corteza de 40 km en la región antigua y estable (cratónica) de la Antártida Oriental, y de unos 20 km en la corteza recientemente estirada (extendida) de la Antártida Occidental. Los márgenes continentales, que marcan la transición de la corteza oceánica a la continental, tienen un grosor que oscila entre los 15 km y los 30 km. Véase también: Margen continental

Perfiles de refracción sísmica

La estructura interna de la corteza revela mucho sobre la evolución de la misma, y una forma eficaz de describir esta estructura se basa en los resultados de los perfiles de refracción sísmica que definen las capas de la corteza (es decir, las capas con una velocidad sísmica de ondas de compresión característica). Este método sismológico para investigar la corteza se utiliza ampliamente por dos razones: las mediciones de refracción sísmica se realizan de forma global y las capas definidas sísmicamente corresponden a capas geológicas. Existe una relación entre la velocidad sísmica de las ondas de compresión, la densidad y la composición de las rocas ígneas de grano grueso. Los perfiles de reflexión sísmica pueden utilizarse para relacionar las velocidades sísmicas con la composición y la densidad de la corteza. A partir de estos datos se puede deducir una sección compuesta de la corteza. Véase también: Sismología

A pesar de su complejidad geológica, la corteza continental puede dividirse generalmente en cuatro capas: una capa sedimentaria superior y una corteza superior, media e inferior compuesta por rocas cristalinas. La cubierta sedimentaria de la corteza continental es una importante fuente de recursos naturales. Esta cubierta tiene un grosor medio de 1 km y varía de 0 (por ejemplo, en los escudos) a más de 15 km en las cuencas profundas. En la corteza continental estable de espesor medio (40 km o 25 mi), la corteza superior cristalina suele tener un espesor de 10-15 km y una composición media equivalente a la del granito. La corteza media tiene un grosor de 5-15 km y una composición equivalente a la de una diorita; y la corteza inferior tiene un grosor de 5-20 km y una composición equivalente a la de un gabro. Debido al aumento de la temperatura y la presión con la profundidad, el grado metamórfico de las rocas aumenta con la profundidad, y las rocas dentro de la corteza continental profunda generalmente son rocas metamórficas, incluso si se originaron como rocas sedimentarias o ígneas. Véase también: Diorita; Gabro; Granito; Rocas metamórficas

Las propiedades de la corteza varían sistemáticamente según el entorno geológico, que puede dividirse en siete grupos: orógenos (cinturones montañosos), escudos y plataformas, arcos insulares (arcos volcánicos), arcos magmáticos continentales, rifts, corteza extendida (estirada) y antepaíses. Los orógenos se caracterizan por una corteza gruesa [el grosor medio es de 46 km, pero el máximo es de 75 km en el Himalaya asiático y los Andes sudamericanos]. La estructura sísmica de los orógenos es muy variable y está relacionada con la naturaleza del orógeno (por ejemplo, colisión continente-continente frente a colisión océano-continente). Sin embargo, es habitual la presencia de una gruesa capa de corteza superior, que es el resultado del engrosamiento de la sección superior de la corteza por acuñamiento y apilamiento de la corteza superior comprimida. Los escudos y las plataformas, como el Escudo Canadiense y la Plataforma Rusa, suelen tener una corteza de aproximadamente 42 km de espesor (26 mi), incluyendo una corteza inferior de alta velocidad (7,1-7,5 km/s o 4,4-4,7 mi/s) de 5-10 km de espesor (3-6 mi). En comparación con los escudos, los arcos insulares (como el de Japón) tienen costras más delgadas y capas de la corteza media e inferior mucho más superficiales debido a la intrusión de plutones máficos (es decir, de bajo contenido en sílice). Los arcos magmáticos continentales, como los volcanes de las Cascadas del noroeste de Estados Unidos, intruyen la corteza continental preexistente, por lo que suelen tener un grosor de 10 a 15 km más que los arcos insulares. Los rifts continentales, como los de África Oriental y Río Grande, tienen un grosor medio de la corteza de unos 36 km, pero muestran una gran variabilidad en la estructura sísmica. La corteza continental extendida, como la provincia de la cuenca y la cordillera del oeste de Estados Unidos, tiene un grosor medio de 30 km y tiene relativamente poco material de corteza de alta velocidad (mayor de 6,8 km/s o 4,2 mi/s). Los Forearcs son regiones que se formaron junto a la costa, cerca de arcos volcánicos, incluyendo gran parte de la costa oeste de Norteamérica. Suelen tener una corteza delgada, de unos 25 km, y una sección superior gruesa (15 km o 9 mi) formada por rocas metasedimentarias de densidad relativamente baja. Véase también: América del Norte; Plutón; Valle del Rift; Rocas sedimentarias; Volcán; Islas oceánicas

Perfiles de reflexión sísmica

Los perfiles de reflexión sísmica utilizan ondas que viajan verticalmente para obtener una imagen de alta resolución de la corteza, mientras que los perfiles de refracción utilizan ondas que viajan horizontalmente para obtener información sobre la velocidad sísmica. Los perfiles de reflexión proporcionan imágenes de la corteza profunda que pueden interrumpirse en términos de estratificación litológica, metamórfica y de porosidad, zonas de cabalgamiento y (más raramente) la presencia de fundidos en la corteza. También pueden identificarse distintos patrones de reflexión que se correlacionan con el entorno geológico. Estos patrones proporcionan información importante sobre cómo se ha formado y modificado la corteza. En muchas regiones, especialmente en la corteza extendida, la corteza inferior contiene numerosas reflexiones horizontales que terminan en la profundidad del Moho. Estas reflexiones son probablemente el resultado de intrusiones ígneas en la corteza inferior, combinadas con el estiramiento horizontal de la corteza inferior cálida y dúctil. Véase también: Rocas ígneas

Los perfiles de reflexión sísmica que atraviesan los cinturones montañosos (orógenos) muestran láminas de roca casi horizontales (napas) en zonas de engrosamiento y deformación de la corteza. Estos cabalgamientos de la corteza superior pueden seguirse hasta los niveles medios de la corteza en los Alpes, y lo que se ha denominado tectónica de piel fina [el transporte horizontal de láminas de material de la corteza superior de 5 a 10 km de espesor (3 a 6 mi) a lo largo de grandes distancias] se ha confirmado en los Apalaches del este de Estados Unidos y en Europa occidental. Véase también: Cinturón cordillerano; Sistemas montañosos

Los perfiles de reflexión sísmica en la corteza precámbrica muestran rasgos estructurales pronunciados y generalizados que datan de ese período, lo que indica una estabilidad térmica y mecánica a largo plazo. Es posible que la geometría de estas estructuras sea cualitativamente coherente con los procesos de tectónica de placas que operaban hace 2.000 millones de años. Véase también: Precámbrico; Sismología

Mediciones geoeléctricas

Las mediciones de la conductividad eléctrica en la corteza continental profunda han revelado conductividades elevadas a profundidades medias de la corteza que proporcionan información importante sobre sus propiedades. La elevada conductividad de la corteza puede deberse a varios factores, como la presencia de fluidos salinos, fundidos parciales, minerales sulfurosos o películas de carbono. En las regiones de gran flujo de calor, como la corteza que se extiende activamente, las conductividades altas de la corteza se encuentran a menudo a profundidades medias de la corteza (10-20 km o 6-12 mi), y pueden indicar la fusión de rocas graníticas húmedas o la presencia de fluidos producidos por reacciones de deshidratación metamórfica. En los cinturones montañosos jóvenes, como los Cárpatos de Europa oriental y la cordillera de Alaska, en el centro de Alaska, las zonas de alta conductividad con buzamiento pueden correlacionarse con grandes cuencas de flysch y pizarra negra ricas en carbono que han sido aplastadas y enterradas profundamente durante el proceso de formación de la montaña. Véase también: Pizarra negra; Geoelectricidad; Orogenia; Turbidita

Evolución de la corteza continental

Las propiedades de la corteza continental proporcionan importantes limitaciones al proceso de evolución de la corteza. Los continentes se unen y se dispersan a medida que las cuencas oceánicas se abren y se cierran, y la corteza continental se deforma y modifica durante el rifting y en las colisiones océano-continente y continente-continente. El aumento neto del volumen total de la corteza continental requiere la extracción de material de la corteza del manto y la estabilización de este material dentro de un bloque continental.

Al menos tres procesos proporcionan nueva corteza continental. El primero es la acreción y consolidación de arcos insulares, como Japón o las islas Aleutianas, en un margen continental. El segundo proceso es el hundimiento tectónico de la corteza oceánica en zonas de subducción activas. En este proceso, la corteza continental crece desde abajo a medida que la corteza oceánica se suelda a la base del margen continental, ya sea cuando la subducción se detiene o cuando la subducción avanza hacia el océano y se forma una nueva fosa. Este proceso se ha identificado en el oeste de Canadá y en el sur de Alaska. El tercer proceso es la inflación magmática de la corteza en los arcos continentales, los rifts y las regiones de extensión de la corteza. Este proceso se ha identificado en muchas regiones. Véase también: Geodinámica

Aunque tanto la acreción de los arcos insulares como el hundimiento tectónico de la corteza oceánica pueden documentarse como etapas del crecimiento continental, estos procesos por sí mismos darían lugar a una composición de la corteza más máfica (bajo contenido en sílice) que la composición real de la corteza continental. Esta aparente discrepancia puede resolverse al menos de dos maneras. En primer lugar, la corteza inferior máfica de algunos arcos insulares puede desprenderse (desprenderse desde abajo) y subducirse de nuevo en el manto, dejando así la corteza restante menos máfica. En segundo lugar, una corteza inferior máfica originalmente gruesa puede sufrir una diferenciación secundaria que produzca un fundido de composición intermedia y un residuo máfico-ultramáfico (restita), que se estanque en la base de la corteza. Tras el enfriamiento, la restita tendría una velocidad sísmica de unos 8 km/s y, por tanto, constituiría un nuevo Moho sísmico menos profundo con una corteza suprayacente menos densa y menos máfica.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características y el futuro de esta cuestión):

Corteza oceánica

La superficie de la corteza oceánica, a excepción de algunos volcanes y mesetas localmente elevados, se encuentra a unos 2-5 km (1-3 mi) por debajo del nivel del mar, aproximadamente 3-6 km por debajo del nivel medio de los continentes. Mientras que la corteza continental está formada principalmente por antiguos cinturones montañosos, con una edad media de 1500 millones de años (MYA), la corteza oceánica es relativamente joven y dinámica, con una edad máxima de sólo 200 MYA. La mayor parte se produjo en las dorsales oceánicas durante la propagación del fondo marino, donde las dorsales definen los límites de acreción de las principales placas litosféricas que se desplazan por la superficie de la Tierra. Así, las rocas más antiguas de la corteza oceánica no son anteriores a los episodios de rifting que iniciaron la fase más reciente de la deriva continental (la ruptura del Pangeo) en el Jurásico Superior. Véase también: Jurásico; Dorsal medio-oceánica

Propagación del fondo marino

El mecanismo de propagación del fondo marino sostiene que las cuencas oceánicas, por ejemplo las de los océanos Atlántico e Índico, se desarrollaron tras el rifting continental. Durante la propagación del fondo marino, el afloramiento magmático en la dorsal oceánica central introduce repetidamente nueva corteza basáltica a lo largo de una estrecha grieta mediana, en el centro de una cuenca dentro de un sistema global de montañas submarinas. Este sistema de montañas, de más de 20.000 km de longitud, está interconectado a través de todas las grandes cuencas oceánicas, incluidas las del Pacífico y el Ártico. Se ha determinado que este proceso de rifting, magmatismo basáltico y propagación continua del fondo marino ha producido la gran mayoría de la corteza oceánica. Los ritmos de los movimientos de las placas se deducen de los registros de las inversiones magnéticas de la Tierra conservados en las rocas basálticas que rodean las dorsales oceánicas. Mientras que los dominios magnéticos en el magma líquido giran según el campo magnético de la Tierra, una vez que la lava se solidifica, la orientación del material deja de ser flexible y el basalto se “congela”, reflejando la dirección del campo magnético de la Tierra en el momento de su emplazamiento. Las anomalías, cartografiadas con magnetómetros remolcados desde barcos, documentan los patrones cambiantes del movimiento de las placas en las cuencas oceánicas, así como la historia de la propagación del fondo marino. Demuestran que la corteza oceánica es un vasto campo de lava basáltica de aproximadamente 6 km de espesor que cubre casi el 70% de la superficie de la Tierra. Véase también: Basalto; Cuenca; Deriva continental; Convección en la Tierra; Lava; Magma; Magnetómetro; Magnetismo de las rocas

La extensión de este campo de lava y su composición basáltica fundamental se han documentado mediante amplios programas de muestreo con dragas a lo largo de las dorsales activas, las fallas de transformación que las desplazan y las cicatrices de las zonas de fractura que se extienden por los flancos de las dorsales. Las partes más antiguas de la corteza oceánica se han muestreado en docenas de localidades mediante la perforación a través de un caparazón de sedimentos marinos principalmente biogénicos. En todos los casos se ha confirmado la continuidad del proceso de propagación. Así pues, el emplazamiento de basalto en las dorsales oceánicas es el mecanismo universal por el que se forma la corteza oceánica. Véase también: Sedimentos marinos; Falla de transformación

Características

La base de la corteza oceánica está definida por la ubicación del Moho sísmico. El Moho suele ser una transición abrupta entre rocas con velocidades sísmicas medias de unos 6,7 km/s (4,2 mi/s) y rocas con velocidades de unos 8 km/s (5 mi/s). Las primeras velocidades concuerdan con las determinaciones experimentales en variedades de rocas máficas no porosas, incluyendo gabros y anfibolitas (rocas que tienen proporciones significativas de plagioclasa y poco olivino), mientras que las últimas velocidades sólo pueden representar peridotitas casi frescas (no serpentinizadas), que consisten principalmente en olivino y piroxenos, prácticamente sin plagioclasa. En los océanos, la sismología de explosión y la reflexión sísmica realizada desde barcos se utilizan para determinar tanto la ubicación del Moho como la estructura de la corteza suprayacente. Tanto los gabros como las peridotitas serpentinizadas están presentes en varias exposiciones tectónicas de la corteza oceánica, como a lo largo de las zonas de fractura, las paredes de los rifts medianos y las superficies de desprendimiento de bajo ángulo en los suelos de los rifts. Por tanto, es probable que los gabros sean las rocas de la corteza oceánica inferior que recubren las peridotitas del manto. Sin embargo, no se conoce ningún lugar de las cuencas oceánicas en el que haya aflorado una transición corteza-mantel coherente. Véase también: Anfibolita; Peridotita

Existen cortes de falla de la antigua corteza oceánica en tierra, conocidos como ofiolitas, donde se pueden cartografiar y tomar muestras de secciones transversales casi completas de la corteza. Estos son indicios sólidos de que la corteza oceánica está formada (de arriba a abajo) por extrusivos submarinos (normalmente basaltos almohadillados), diques alimentadores (a menudo con láminas verticales), o bien por sills, gabros y peridotitas. Sin embargo, hay mucha incertidumbre sobre el grado en que las ofiolitas típicas, la mayoría de las cuales se formaron en entornos de arco insular o backarc, pueden representar la corteza oceánica abisal, que se produce en los principales límites de placas en acreción. Además, debido a la extensión de la alteración y el metamorfismo, especialmente en las secciones ultramáficas, las rocas de las ofiolitas a veces no están bien correlacionadas con las de la corteza oceánica. Por lo tanto, los modelos sísmicos de la corteza oceánica y la naturaleza de la transición del Moho en ella no pueden determinarse directamente. Véase también: Ophiolite

Sin embargo, el modelo sísmico general de la corteza oceánica y el modelo básico de la ofiolita de la estratigrafía de la corteza han sido confirmados en general tanto por la observación directa como por las perforaciones. Por ejemplo, se han observado diques en lámina desde sumergibles en exposiciones con fallas tanto en el Atlántico ecuatorial como en el Pacífico oriental. Las velocidades sísmicas en la parte superior de la corteza oceánica son consistentes con la presencia de lavas almohadilladas o flujos con muchas grietas y cavidades. Las velocidades aumentan sistemáticamente con la profundidad, lo que indica que esta estructura de porosidad disminuye, principalmente debido a la compactación, el relleno de las vetas con minerales de alteración y la transición a diques compactos. El pozo más profundo perforado en la corteza oceánica, en el flanco del Rift de Costa Rica en el Pacífico ecuatorial oriental, refleja estas relaciones en las mediciones de registro de fondo de pozo a través de 1,8 km de material ígneo. La transición a rocas con velocidades de unos 6,7 km/s (4,2 mi/s) se encuentra en realidad dentro de la secuencia de diques compactados, y no corresponde formalmente a la transición litológica a los gabros, que aún no ha sido identificada. Véase también: Petrología; Estratigrafía

Formación de la corteza

La litología compuesta de gabros, diques y extrusivos forma la corteza oceánica por encima del manto de la siguiente manera. Los gabros constituyen las paredes heladas, el techo y el suelo del complejo de cámaras de magma de una dorsal, que se abastece de forma más o menos continua de magma procedente del manto superior. El flujo de magma, y por tanto los detalles de este proceso, difieren según si la dorsal se extiende rápida o lentamente, o si está cerca de una región del manto inusualmente caliente (es decir, Islandia). El magma se alimenta debido a la fusión por descompresión de la peridotita caliente a medida que convecta hacia arriba o asciende de forma diapírica en la región bajo la dorsal en expansión. Los fundidos son expulsados de las rocas del manto porque están bajo tensión. Mientras aún están fundidos, se unen, fluyen hacia las fisuras y se introducen en la corteza inferior, donde se enfrían y comienzan a cristalizar. Véase también: Diapiro; Puntos calientes (geología)

Sin embargo, el proceso de propagación del fondo marino en estado estacionario requiere que los magmas sean suministrados a la corteza inferior de forma casi continua. Esto obliga a los magmas que ya residen en la corteza a salir hacia la superficie. Los materiales elásticos responden inicialmente a la tensión doblándose o estirándose, pero no rompiéndose (como el caramelo o la masilla), en un proceso llamado deformación dúctil. Si el ritmo de la tensión es lo suficientemente rápido, las rocas se fracturarán por deformación frágil. A altas temperaturas (quizás 600-700°C o 1100-1300°F), las rocas tenderán a experimentar sólo una deformación dúctil. A temperaturas más bajas, es más probable que experimenten un fallo frágil. Los terremotos, en particular, son una prueba de la existencia de un fallo frágil a gran escala a cierta profundidad en la corteza o el manto superior.

Las rocas de la corteza superior, enfriadas por la circulación hidrotermal del agua de mar, a menudo experimentan un fallo frágil a lo largo de las fracturas verticales bajo el impulso combinado de la inyección de magma ascendente y la propagación del fondo marino. El régimen de tensiones en las crestas de propagación determina que la mayor parte de la fractura se produzca en una zona estrecha paralela a la cresta. Por lo tanto, los diques tienden a ser laminares, y cuando éstos rompen el fondo marino, se producen erupciones. Los flujos de lava que atraviesan los diques se verán interrumpidos por más diques a medida que la dorsal siga extendiéndose, y serán enterrados repetidamente por flujos más jóvenes después de haber sido arrastrados a un lado u otro de la dorsal. Las observaciones realizadas con instrumentos de perforación y sumergibles indican que este proceso tiene lugar tal vez entre 10 y 20 veces en el curso de la construcción de un determinado segmento de corteza en las dorsales de propagación lenta, como la dorsal atlántica media. Los flujos de lava suelen ser más finos a lo largo de la dorsal del Pacífico Oriental, que se extiende mucho más rápidamente, por lo que es posible que se necesiten más eventos eruptivos para construir la misma longitud de corteza. Sin embargo, esta especulación aún no ha sido confirmada por las perforaciones.

Los gabros de grano grueso cristalizados a partir del complejo de la cámara magmática comprenden aproximadamente dos tercios de la corteza oceánica. Pueden existir como sólidos en la corteza profunda debido a los procesos hidrotermales que actúan en la parte superior de la corteza y que enfrían la masa que cristaliza en estado estacionario a casi 50°C (90°F) por debajo de la temperatura media de los magmas que llegan del manto. Este mecanismo de enfriamiento cristalizará al menos el 50-70% del material fundido en una dorsal de rápida propagación antes de que pueda entrar en erupción. En las dorsales de propagación lenta, donde el magma se suministra de forma más gradual, el enfriamiento hidrotérmico impulsa la cristalización en la corteza profunda casi hasta su finalización. Tanto en las dorsales de propagación rápida como en las de propagación lenta, la cristalización se produce por el recubrimiento de minerales (olivino, plagioclasa y clinopiroxeno) a lo largo de las paredes de los cuerpos intrusivos de la masa gabroica, todo ello a poca distancia (unos pocos kilómetros) del centro de propagación. La cristalización fuerza cambios en las composiciones de los fundidos e impulsa así la diferenciación magmática en la corteza oceánica. La secuencia de composiciones líquidas producidas por este proceso cambia desde el basalto de olivino, hasta el ferrobasalto rico en titanio, pasando por las ferroandesitas y dacitas que raramente entran en erupción. Estos últimos líquidos suelen permanecer en la corteza inferior, cristalizando en gabro y plagiogranito ricos en óxidos. Ocasionalmente, en las crestas que se extienden lentamente, la dinámica de la grieta permite que las fallas normales penetren en los cuerpos de los complejos magmáticos en cristalización. Esto produce zonas de cizalla a lo largo de las cuales pueden migrar los fundidos. Así, las rocas gabrosas dragadas y perforadas de estos entornos suelen ser litológicamente complejas. Aunque las rocas deformadas pueden estar muy cizalladas, con texturas gneisícas o porfíricas, a menudo están cortadas por vetas más jóvenes de gabro oxidado o material granítico. Véase también: Dacita; Gabro; Gneis; Olivino

El producto fundamental de la fusión en las dorsales oceánicas se denomina de diversas formas tholeiita abisal o basalto de dorsal oceánico. En la mayoría de los lugares, este material parental es notablemente uniforme en sus propiedades petrológicas y geoquímicas fundamentales. Así, tiene una secuencia de cristalización consistente de un lugar a otro, y en la mayoría de las áreas posee firmas isotópicas y de elementos traza agotadas. La fuente de la mayoría de las toleítas abisales es un vasto y poco profundo depósito del manto distribuido globalmente que previamente experimentó una fusión parcial (perdiendo así los padres radiactivos a los isótopos radiogénicos) en algún momento lejano del pasado geológico. Actualmente, la mayoría de las toleítas están experimentando una nueva fusión parcial. Sin embargo, hay lugares a lo largo de las cordilleras de expansión en los que entran en erupción lavas basálticas menos agotadas o incluso enriquecidas. La mayoría de ellas se encuentran en regiones elevadas y calientes, como Islandia y las Azores en el Atlántico Norte, Bouvet en el Atlántico Sur, Reunión en el Océano Índico y la Isla de Pascua en el Pacífico. La corteza oceánica cerca de estas islas tiende a ser menos profunda y más gruesa que la media, además de estar compuesta por basaltos isotópicamente distintivos. Sin embargo, los procesos generales de acreción de la corteza en estos lugares son aproximadamente los mismos que en el resto de la corteza oceánica. Véase también: Tierra; Falla y estructuras de falla; Isostasia; Geología estructural; Zonas de subducción

Datos verificados por: Thompson
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Recursos

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Notas y Referencias

Véase También

Zona de transición frágil-dúctil
Tierra sólida
Estructura de la Tierra
Cartografía, Ciencias de la Tierra, Eras Geológicas, Formato Extenso, Geodesia, Geofísica, Geografía Física, Geología, Interior de la Tierra

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