Análisis del Relieve Terrestre: Isostasia y Tectónica de Placas, Apuntes de Ciencias

¡Descarga Análisis del Relieve Terrestre: Isostasia y Tectónica de Placas y más Apuntes en PDF de Ciencias solo en Docsity! INTRODUCCIÓN En el Currículo de Enseñanza Secundaria, los contenidos relativos al relieve terrestre son abor- dados a lo largo de diferentes cursos por varias áreas de conocimiento. En el área de Ciencias So- ciales, en los cursos de 1º y 3º de Enseñanza Se- cundaria Obligatoria, se hace hincapié en la distri- bución y localización de los principales relieves terrestres, sin explicar su génesis. En el área de Ciencias de la Naturaleza el estudio del relieve es abordado en 2º, 3º y 4º de ESO y en 1º de Bachi- llerato en la asignatura de Biología y Geología; mientras que en 2º de Bachillerato se estudia en las asignaturas de Geología y Ciencias de la Tierra y Medio Ambiente. En la Enseñanza Secundaria Obligatoria su es- tudio incide fundamentalmente en el modelado re- sultado de la intervención de los agentes geológicos externos. Es en el Bachillerato donde se estudia con detalle la estructura horizontal y vertical de la corte- za terrestre desde un punto de vista geomorfológi- co, relacionándola con la Tectónica de Placas. Sin embargo, la tectónica, la isostasia y el flujo térmico terrestre no se tratan de forma conjunta e integrada. Estos dos últimos conceptos son estudiados por se- parado en un bloque de contenidos relacionados con las propiedades físicas del Planeta. La ausencia de este tratamiento integrado pro- bablemente explica los resultados obtenidos en una encuesta realizada a más de cien estudiantes univer- sitarios de primer curso a los que se preguntó sobre algunos rasgos básicos del relieve terrestre. El cues- tionario contenía las siguientes preguntas: 1. ¿Por qué existen océanos (cuencas oceánicas) y continentes? 2. En los océanos hay cordilleras oceánicas (dorsa- les) que se elevan sobre la llanura abisal, ¿Cómo se han formado? 112 UN ESTUDIO INTEGRADO DEL RELIEVE TERRESTRE An integrated study of the terrestrial relief FUNDAMENTOS CONCEPTUALES Y DIDÁCTICOS (*) Dpto. Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Facultad de Ciencias, Universidad de Alicante, Campus de San Vicente del Raspeig, Apdo. 99, 03080 Alicante, pedro.alfaro@ua.es / andreu.rodes@ua.es (**) I.E.S. La Arboleda, C/ Padre Ellacuría 13, 11500 El Puerto de Santa María (Cádiz) mglezh@mundivia.es (***) I.E.S. Ramón Arcas, Avda. Juan Carlos I, 72, Lorca (Murcia), juan.lopez11@educarm.es (****) I.E.S. Las Salinas, C/ Tamaragua, Arrecife de Lanzarote 35500, Las Palmas, angelpergo@hotmail.com Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) 112-123 I.S.S.N.: 1132-9157 Pedro Alfaro (*), José M. Andreu (*), Manuel González (**), Juan A. López (***) y Ángel Pérez (****) RESUMEN En este trabajo realizamos el análisis del relieve a escala global con el propósito de integrar y poner de manifiesto la influencia de la isostasia y del flujo térmico en el relieve del Planeta y su relación con la Tectónica de Placas. Proponemos, para comprender el relieve terrestre, una aproximación escalonada desde las escalas más pequeñas a las mayores. Después de explicar por qué existen continentes y cuencas oceánicas, describimos las principales unidades geomorfológicas del relieve de la Tierra agrupándolas en zonas con corteza continental y con corteza oceánica. Finalmente, a una escala mayor se describen al- gunos elementos singulares como muestra de la gran geodiversidad que tiene nuestro planeta. ABSTRACT In this paper we analyze the terrestrial surface in a global scale whose purpose is to integrate and to show the influence of the isostasy and the heat flow in the relief of the Planet and his relationship with the Plate Tectonics. We propose, in order to understand the terrestrial relief, a gradual approach from sma- ller to larger scales. After explaining the reasons why there are continents and oceanic basin, we describe the main geomorphologic units of the terrestrial relief in the Earth gathering in zones with continental crust and oceanic crust. Finally, in a larger scale some singular elements have been described as a sam- ple of a wide geodiversity in our Planet. Palabras clave: superficie terrestre, isostasia, flujo térmico terrestre, Tectónica de Placas. Keywords: terrestrial surface, isostasy, heat flow, Plate Tectonics. 3. En el Planeta hay cordilleras oceánicas, cadenas montañosas, llanuras abisales, etc. ¿Crees que la isostasia es responsable de algunos de estos relie- ves? En caso afirmativo, ¿Cómo? 4. ¿Qué conoces del flujo térmico terrestre? ¿Crees que tiene alguna influencia en el relieve del Pla- neta? 5. ¿Dónde se alcanzan las mayores profundidades de los océanos? ¿Por qué? 6. ¿Dónde se alcanzan las mayores altitudes en los continentes? ¿Por qué? Entre las diversas conclusiones obtenidas de la encuesta se puede destacar el profundo desconoci- miento del relieve terrestre que mostraron los estu- diantes y, especialmente, en aquellos aspectos rela- cionados con la génesis del mismo. Estas carencias son más acusadas en lo referente a los relieves oce- ánicos. Casi ningún estudiante conocía la isostasia y ninguno la relaciona con el origen de los grandes relieves del Planeta. Esto mismo ocurría con el flu- jo térmico terrestre. Como curiosidad nos gustaría comentar que muchos estudiantes creen que las cordilleras oceánicas se han formado por el ¡cho- que de placas!, el empuje del magma o por la acu- mulación de materiales volcánicos. También son muchos los que piensan que las zonas más profun- das del Planeta son fosas tectónicas producidas por la separación de las placas litosféricas. A partir de estos resultados nos cuestionamos si el estudio de los principales elementos del relieve te- rrestre y su génesis debería ser incluido como uno de los objetivos de la Enseñanza Secundaria. Nosotros creemos que sí y que la Tectónica de Placas (integra- da con la isostasia y el flujo térmico terrestre) res- ponde a las preguntas anteriores y a otras muchas más. Cualquier rasgo topográfico del Planeta, a esca- la global, puede ser explicado por esta visión integra- da de la Tectónica de Placas, la isostasia y el flujo térmico terrestre. De esto se ocupa en la actualidad la Geomorfología Global, la Geomorfología Tectónica o la Tectónica Global. Son ya numerosos los libros de texto que intentan explicar el relieve terrestre con esta visión global (Burbank y Anderson, 2001; Fow- ler, 1990; Kearey y Vine, 1996; Moores y Twiss, 1995; Park, 1988; Summerfield, 2000, entre otros). Con una aproximación multidisciplinar (geología, geofísica, geomorfología) se intenta dar respuesta al origen de los principales rasgos fisiográficos de nuestro Planeta. Analizamos la “construcción” del relieve terrestre y dejamos al margen su modelado por procesos geológicos externos. En el presente trabajo hemos pretendido ofrecer una visión resumida, general e integradora median- te aproximaciones sucesivas a distinta escala, con el propósito que sirva de ayuda para comprender có- mo afectan los diversos factores al relieve, especial- mente la isostasia y el flujo térmico. Este artículo tiene su extensión práctica en otro publicado en este mismo volumen (González et al., 2007) en el que se proponen diversas actividades didácticas que ayudan al estudiante a asimilar estos conceptos más teóricos. ¿QUÉ NECESITAMOS PARA COMPRENDER EL RELIEVE DE NUESTRO PLANETA A ES- CALA GLOBAL? Tal y como se ha expuesto en el apartado ante- rior, si no integramos los conocimientos básicos so- bre Tectónica de Placas, isostasia y flujo térmico te- rrestre, la interpretación del relieve suele ser errónea y se generan “lagunas de conocimiento” notables en el alumnado. La Tectónica de Placas ha sido profusamente tra- tada en los libros de texto (Anguita y Moreno, 1991; López Robledo et al., 2000; Tarbuck y Lutgens, 2005; entre otros) y en Internet, por lo que en este trabajo no la abordaremos, para centrarnos específicamente en la isostasia y el flujo térmico terrestre. Estos aspectos son tratados a continuación de forma muy simplificada; más detalles se pueden encontrar en Fowler (1990), Kearey y Vine (1996) o Park (1988), entre otros. Isostasia La isostasia es un concepto antiguo reconocido en el siglo XIX (García Cruz, 1998), que está rela- cionado con las capas más externas del Planeta. El concepto de isostasia fue desarrollado por el geólo- go norteamericano Clarence Dutton en la segunda mitad del siglo XIX, basándose en las observaciones realizadas por Pierre Bouguer en los Andes hacia 1735 y por George Everest y John Henry Pratt en el Himalaya en la primera mitad del XIX. Las medi- ciones realizadas en ambas expediciones fueron ex- plicadas de forma diferente por George Biddell Airy en 1855 y por Pratt en 1856. Posteriormente, Dutton formuló la teoría de la isostasia entre 1889 y 1892. El principio de la isostasia establece que a partir de una cierta profundidad, conocida como profundi- dad de compensación, la carga litostática generada por todos los materiales suprayacentes es igual en todo el Planeta. Ello quiere decir que el peso de una columna vertical de roca es idéntico en el nivel de compensación, siempre y cuando esa región esté en equilibrio isostático. Este equilibrio se alcanza de varias formas: modelos propuestos por Airy y Pratt (Fig. 1A y B, respectivamente). Hipótesis de Airy Esta hipótesis asume que la capa más externa del Planeta tiene la misma densidad, y se apoya so- bre otra capa de mayor densidad. El exceso de car- ga provocado por los relieves positivos (p.e. cade- nas montañosas) se compensa por un aumento de espesor de la capa más externa (de menor densi- dad), tal y como ocurre en los témpanos de hielo. La base de la capa externa (de menor densidad) es una imagen de espejo exagerada de la superficie to- pográfica. Hipótesis de Pratt Su hipótesis asume que la profundidad de com- pensación es constante en todo el Planeta y que el equilibrio isostático se alcanza porque existen va- riaciones laterales de densidad de la capa más exter- na. De esta forma, los relieves más altos tienen me- 113Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) mos hacernos la siguiente pregunta ¿tiene un basal- to o un gabro “frío” la misma densidad que un ba- salto o un gabro “caliente”? No la tiene porque el aumento de temperatura origina un aumento de vo- lumen y, por consiguiente, una disminución de den- sidad al permanecer la masa constante. Las rocas sometidas a mayor flujo térmico son menos densas y, por isostasia, ascienden hasta al- canzar el equilibrio (reajuste isostático). Por tanto, el ascenso es mayor en el eje de las dorsales y va disminuyendo progresivamente al alejarnos (Fig. 5). Esto explica las características topográficas de las cordilleras oceánicas (que ocupan el 20% de la superficie del Planeta). Por otro lado, como la corteza oceánica se crea en las dorsales y se desplaza desde éstas, a medida que nos alejamos del eje de la dorsal y disminuye la temperatura de las rocas se produce una disminu- ción de su volumen y un aumento de su densidad. En definitiva, las partes más distantes de las dorsa- les y, por tanto, de mayor edad son las que presen- tan densidades más elevadas. Éstas pueden llegar a ser tan altas que se inicie un proceso de subducción. ¿CÓMO ES EL RELIEVE DE NUESTRO PLA- NETA? Para describir el relieve del Planeta es conve- niente hacerlo escalonadamente, aumentando en ca- da uno de los pasos, la escala (como si hiciésemos varios zoom sucesivos). Tal y como hemos comenta- do en el capítulo anterior, el rasgo topográfico más notable a escala planetaria es la existencia de dos es- calones topográficos: continentes y cuencas oceáni- cas (océanos). La explicación, como ya ha sido deta- llada, está relacionada con la existencia de dos tipos de corteza de diferente densidad que se reajustan isostáticamente alcanzando diferentes altitudes. En este apartado nos vamos a centrar en el si- guiente nivel de “zoom”. ¿Cuáles son los principa- les rasgos topográficos de los continentes y de los océanos? Además, se abordará cómo se produce el tránsito de las zonas emergidas a las cuencas oceá- nicas. En las figuras 6 y 7 podemos observar la dis- tribución de los principales elementos geomorfoló- gicos del Planeta en zonas continentales y oceánicas. Como criterio de clasificación se ha uti- lizado el tipo de corteza. La tabla I muestra los ele- mentos geomorfológicos analizados en este trabajo, con una breve descripción de los mismos y algunos ejemplos reales. Seguidamente se explica el origen de estos relieves. 116 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Fig. 5. Esquema que muestra la relación entre el flujo térmico y la “elevación isostática” del relieve (cordilleras oceánicas). Fig. 6. Principales elementos geomorfológicos del Planeta en zonas con litosfera continental. 117Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Tabla I. Principales elementos geomorfológicos del Planeta. PRINCIPALES ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS DESARROLLADOS EN LITOSFERA CONTINENTAL Cinturones mon- tañosos (Himalaya, Al- pes, Cordillera Bética, Andes) En límites de placas convergentes que están sufriendo un engrosamiento de la corteza, bien por esfuerzos compresivos (orógenos de colisión en los que convergen dos placas con litos- fera continental) o bien por una intensa actividad ígnea (orógenos de tipo andino en los que una placa de litosfera oceánica subduce bajo una continental). En ambos casos, el relieve global de la cadena montañosa (la superficie envolvente) se debe a la elevación isostática resultado del engrosamiento cortical. A mayor espesor de la corteza, mayor relieve Cratones (Canadá, Siberia, África, Australia) Tienen un espesor intermedio (“normal”) de corteza continental (alrededor de 35 km). Debi- do al espesor inferior al de las cadenas montañosas, también tienen un relieve muy suave en el que afloran rocas metamórficas e ígneas antiguas muy deformadas (escudos). Cuando es- tas rocas están cubiertas por rocas sedimentarias reciben el nombre de plataformas estables. Rift continental (Lagos africanos, Lago Baikal) Zonas de corteza continental sometidas a extensión y, por consiguiente, a un adelgazamien- to. Este adelgazamiento produce, en la parte central, una fosa tectónica flanqueada por fallas normales. Esta fosa tectónica es estrecha (unas pocas decenas de kilómetros) y alargada. En ocasiones, como ocurre en Baikal o en África oriental, se forman grandes lagos estrechos y alargados. En otras ocasiones suelen estar ocupadas por grandes valles fluviales (Rhin). Plataforma conti- nental y talud continental (Mar del Norte, Bco. Sahariano) El tránsito entre continentes y océanos se produce por un adelgazamiento progresivo de la corteza continental. El adelgazamiento de la corteza hace que, por isostasia, se hunda en re- lación a las cadenas montañosas y escudos. Las plataformas continentales y los taludes con- tinentales se sitúan sobre zonas con corteza continental más delgada que la de los cratones, y los taludes continentales. Cordillera oceánica (Dorsal centroatlántica) Las cordilleras oceánicas son “relieves isostáticos”. El flujo térmico que hay en el centro de cordillera (dorsal) es muy elevado y disminuye progresivamente al alejarnos del eje de la dorsal. Este mayor flujo térmico hace que las rocas de la corteza oceánica tengan menos densidad y se eleven isostáticamente sobre el resto de la llanura abisal. Llanuras abisales (Atlántico, Pacífico) Las llanuras abisales son estructuras planas con una pendiente media del 1 por 1000. Deben su topografía plana a las acumulaciones de sedimentos que ocultan las irregularidades de su superficie. En las zonas más alejadas de la dorsal, donde ya no existe influencia del flujo térmico elevado, la corteza oceánica es antigua, fría y densa por lo que se hunde isostática- mente hasta profundidades que oscilan entre 4500 y 5500 m. Fosas oceánicas (Filipinas, Japón, Chile, Aleutia- nas, Marianas) Depresiones profundas que descienden por debajo del fondo oceánico adyacente varios mi- les metros. Presentan una morfología alargada (entre 500 y 4500 km de longitud) y estre- chas (entre 40-120 km de anchura). El surco de las fosas se produce por la flexión de la pla- ca que subduce. Arcos de islas (Nuevas Hébri- das, Aleutianas, Marianas) Estas islas volcánicas se forman en las zonas de subducción en las que convergen dos pla- cas con litosfera oceánica. La elevada actividad ígnea aumenta el espesor de la corteza de la placa cabalgante y provoca la emersión discontinua de varias islas con una morfología ar- queada en planta. Esta forma de arcos se debe a la geometría esférica de las placas litosféri- cas, ya que la intersección entre dos superficies esféricas es un arco. Mar marginal (Mares del Ja- pón, Caribe, Sur de China) Entre el arco de islas y el continente se encuentran estos mares marginales, también conoci- dos como cuencas retroarco (situadas en la parte trasera del arco volcánico). Son zonas so- metidas a extensión (cuando son activas el arco volcánico se separa del continente) consti- tuidas por corteza oceánica o corteza continental muy adelgazada. Por isostasia se encuen- tran por debajo del nivel del mar. Islas volcánicas y montes submari- nos. (Hawai, Azores, Santa Elena, Ascensión) Aunque hay islas de diversa naturaleza (con litosfera continental, prismas de acreción, etc.), en este apartado nos centraremos en las de origen magmático. El origen de estos relieves volcánicos suele estar relacionado con puntos calientes. En estos casos forman una cadena alineada de islas y montes submarinos con la siguiente secuencia: islas volcánicas activas, islas volcánicas inactivas, atolones y montes submarinos. Plataformas oce- ánicas (Galápagos, Fe- roes, Cabo Ver- de, Kerguelen, Ontong Java) Zonas anormalmente someras de los océanos de relieve variable entre suave a muy irregular. Pueden tener una planta circular con diámetro que alcanzan el millar de kilómetros en cuyo caso se denominan mesetas oceánicas; otras veces son elevaciones alargadas continuas o con crestas y valles en cuyo caso reciben el nombre de dorsales asísmicas. Estas vastas regiones, con una extensión superior en muchos casos al millón de kilómetros cuadrados, están consti- tuidas por rocas volcánicas (mayoritariamente basaltos). Su origen está ligado a una intensa actividad volcánica relacionada con el ascenso de una pluma del manto. Son los equivalentes oceánicos de las llanuras de basalto del Deccan (India), Brasil o Siberia. PRINCIPALES ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS DESARROLLADOS EN LITOSFERA DE TRANSICIÓN (LITOSFERA CONTINENTAL ADELGAZADA) PRINCIPALES ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS DESARROLLADOS EN LITOSFERA OCEÁNICA Zonas con corteza continental Cadenas montañosas u orógenos A pesar de su espectacularidad las cadenas montañosas ocupan tan sólo un 5% de la superficie total del Planeta. Se encuentran en límites de placa convergentes que están sufriendo un engrosamiento de la corteza, bien por esfuerzos compresivos (oró- genos de colisión en los que convergen dos placas con litosfera continental) o bien por una intensa ac- tividad ígnea (orógenos de tipo andino en los que una placa de litosfera oceánica subduce bajo una continental). En ambos casos, el relieve global de la cadena montañosa (la superficie envolvente) se de- be a la elevación isostática resultado del engrosa- miento cortical. A mayor espesor de la corteza, ma- yor será el relieve. Cratones Son zonas del Planeta con un espesor medio de corteza continental en torno a 35 km. Presen- tan un relieve muy suave en el que pueden aflorar rocas metamórficas e ígneas antiguas muy defor- madas, en cuyo caso se denominan escudos. Cuando estas rocas están cubiertas por rocas sedi- mentarias reciben el nombre de plataformas esta- bles. Rift continentales Zonas de corteza continental sometidas a ex- tensión y, por consiguiente, a un adelgazamiento. Este adelgazamiento origina una fosa tectónica central flanqueada por fallas normales. Esta fosa tectónica es estrecha (unas pocas decenas de kiló- metros) y alargada. En ocasiones, como ocurre en Baikal o en África oriental, se forman grandes la- gos estrechos y alargados. En otras ocasiones sue- len estar ocupadas por grandes valles fluviales (Rhin). Una mención especial merece la región de Basin and Range (Cuenca y Cordillera) situada en Norteamérica (Estados Unidos y México). Al igual que le ocurre a los rift continentales, esta zona está sometida a extensión y, por consiguiente, a adel- gazamiento cortical. En esta ocasión, la zona de corteza continental adelgazada tiene una amplitud muchísimo mayor que alcanza los 1000 km. Las fallas normales activas producen un relieve alter- nante de cordilleras (bloques levantados) y cuen- cas (bloques hundidos). Tránsito entre continentes y cuencas oceánicas El tránsito entre continentes (corteza continental menos densa) y océanos (corteza oceánica más den- sa) tiene lugar por un adelgazamiento progresivo de la corteza continental. Este adelgazamiento conlle- va un hundimiento isostático en relación a las cade- nas montañosas y cratones. Así, las plataformas continentales se sitúan sobre zonas con corteza con- tinental más delgada que la de los cratones. Este es- pesor sigue reduciéndose a lo largo del talud conti- nental hasta llegar a su pie, donde la corteza continental desaparece y da paso a la corteza oceá- nica. Aquí comienzan las cuencas oceánicas en sen- tido estricto. 118 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Fig. 7. Principales elementos geomorfológicos del Planeta en zonas con litosfera oceánica (también se han re- presentado las plataformas y taludes continentales por estar sumergidas). (*) En este conjunto hemos incluido las plataformas y taludes continentales, así como los fondos oceánicos con corteza continental adelgazada o corteza oceánica pero que no llegan a ser llanuras abisales sensu stricto. 3. Lagos de África oriental A lo largo del rift africano oriental se sitúan varios lagos (Malawi y Tanganika, entre los más importantes) de morfología alargada. Sin embar- go, el lago Victoria, que tiene la mayor extensión de los lagos africanos, presenta una morfología circular en planta (Fig. 11). ¿A qué es debida esta diferencia morfológica? La morfología alargada y estrecha de los lagos se debe a que se sitúan sobre el valle de rift (fosas tectónicas estrechas y alarga- das limitadas por fallas normales). Sin embargo, la situación del lago Victoria es diferente ya que se localiza entre dos valles de rift. El rift africano oriental, en el sector de Kenia, Uganda y Tanza- nia, se bifurca en dos ramas que vuelven a unirse varios centenares de kilómetros al sur. Entre dos ramas de rift queda un sector deprimido, con for- ma de cubeta, en la que se sitúa el lago Victoria (Fig. 11). 4. ¿Cómo se ha formado el Golfo de Baja Cali- fornia? El límite entre las placas Norteamericana y Pacífica, en el sector de California, coincide con la falla transformante de San Andrés. Esta falla dextral, cambia ligeramente de dirección cuando llega al actual Golfo de Baja California (México). Por tanto, el límite de placas en este sector ya no es paralelo a los vectores de desplazamiento de ambas placas por lo que la falla transformante de- saparece. El movimiento oblicuo se descompone en una componente de extensión y en otra de salto en dirección (Fig. 12), que origina la separación activa entre la Península de Baja California y Mé- xico y, por tanto, la formación del golfo. 121Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Fig. 11. Esquema que muestra la ubicación geoló- gica del lago Victoria. Modificado de Debelmas y Mascle (2000). Fig. 12. Origen del Golfo de Baja California. Modificado de Kearey y Vine (1996). Para comprender mejor el proceso de formación del Golfo de California, se sugiere realizar la activi- dad de la figura 13. 5. ¿Por qué se eleva el Golfo de Botnia (entre Finlandia y Suecia-Noruega)? Es un claro ejemplo de reajuste isostático pero que no tiene nada que ver con la actividad tectónica sino glaciar. En el último periodo glaciar toda la re- gión de los países escandinavos (incluido el actual Golfo de Botnia) estaba cubierto por un casquete gla- ciar de varios miles de metros de espesor. Esta masa de hielo flexionó la litosfera hundiéndola más en el lugar de máximo espesor (actual Golfo de Botnia). Tras la fusión del hielo glaciar, la litosfera comenzó a recuperar su posición inicial, y, por tanto, a elevarse poco a poco, situación que continúa en la actualidad. 6. ¿Por qué los arco islas tienen morfología ar- queada? Esta forma de arcos se debe a la geometría esfé- rica de las placas litosféricas, ya que la intersección entre dos superficies esféricas es un arco (Fig. 15). Una actividad que se puede proponer a los estudian- tes para que comprendan la geometría arqueada de esta alineación de islas volcánicas se encuentra en el libro de Plummer et al. (2001). REFLEXIONES FINALES En el currículo actual los contenidos geológicos necesarios para comprender el relieve terrestre es- tán muy compartimentados. Creemos que los estu- diantes deberían alcanzar un buen conocimiento de la superficie de nuestro Planeta, no sólo con una aproximación descriptiva del relieve sino llegando a conocer cómo se ha formado y cómo lo sigue ha- ciendo en la actualidad. Para lograr este objetivo es necesaria la integra- ción de la Tectónica de Placas, la isostasia y el flujo térmico terrestre. La Tectónica de Placas es respon- 122 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Fig. 13. Recortable para comprender cómo se pro- duce, de forma conjunta, extensión y movimiento de salto en dirección (“tipo San Andrés”) en el Golfo de Baja California. Fig. 14. Esquema que indica el levantamiento actual en milímetros/año que está sufriendo en la actualidad el Golfo de Botnia y sectores adyacentes (hasta un máximo de 9 mm/año), debido al reajuste isostático. Modifi- cado de Fowler (1990). sable de redistribuir las rocas de la corteza terrestre, haciendo que en unos sectores haya corteza conti- nental y en otros haya oceánica, además con espe- sores variables. Sin embargo, es la isostasia la que, en último término, es responsable de que las dife- rentes regiones del Planeta tengan una altitud u otra por encima o por debajo del nivel del mar. No de- bemos olvidar el flujo térmico terrestre que provoca variaciones de densidad de las rocas y, por tanto, reajustes isostáticos hasta que alcanzan el equilibrio gravitacional. Para lograr un buen conocimiento del relieve, el análisis debe ser escalonado, evitando la mezcla de rasgos topográficos de escala muy diferente. En el primer nivel de aproximación el estudiante debería comprender por qué existen continentes y cuencas oceánicas. En el siguiente nivel proponemos dividir los principales elementos geomorfológicos del Pla- neta dependiendo de si tienen corteza continental (cadenas montañosas, cratones -escudos y platafor- mas estables- y rift continentales) o corteza oceáni- ca (cordilleras oceánicas, llanuras abisales, fosas, arco islas, mares marginales (aunque estos también pueden situarse sobre corteza continental adelgaza- da), islas y montes submarinos y plataformas oceá- nicas). Además, es conveniente explicar el tránsito entre zonas continentales y oceánicas ligadas a la existencia de una corteza de transición (corteza continental adelgazada). A partir de entonces, ya se pueden abordar en sucesivos niveles de “zoom” aspectos más específi- cos del relieve terrestre como ¿Por qué el Mar Muerto está por debajo del nivel del mar? ¿Por qué los ríos Guadalquivir, Ebro o Ganges discurren pa- ralelos a grandes cadenas montañosas? ¿Por qué el Mar Rojo es alargado y estrecho? ¿Por qué los An- des tienen volcanes activos y el Himalaya no? ¿Por qué hay fosas oceánicas muy profundas (de más de 10 km) y otras tan sólo tienen 5 km de profundi- dad? ¿Por qué el lago Victoria (el más extenso de África) tiene una morfología circular en planta mientras que el resto de grandes lagos del África oriental son estrechos y alargados? ¿Por qué la Pe- nínsula de Baja California se separa en la actualidad del resto de México? ¿Por qué el Mar Báltico y el Golfo de Botnia, que separa Finlandia de Suecia, desaparecerán en un futuro geológico inmediato? ¿Por qué hay grandes surcos y escalones topográfi- cos en el fondo del océano a lo largo de las fallas transformantes? Algunas de estas preguntas han si- do contestadas en este trabajo, otras quedan abiertas para que el alumnado busque información y trate de responderlas, sin olvidar que, todas ellas tienen su respuesta en la Tectónica de Placas, en ocasiones integrándola con la isostasia y el flujo térmico. BIBLIOGRAFÍA Anguita, F. y Moreno, F. (1991). Procesos geológicos internos. Rueda, Madrid. Burbank, D.W. y Anderson, R.S. (2001). Tectonic Geomorphology. Blackwell Science, Estados Unidos. Debelmas, J. y Mascle, G. (2000). Les grandes struc- tures géologiques. Dunod, París Fowler, C.M.R. (1990). The Solid Earth, an introduc- tion to Global Geophysics. Cambridge University Press. García Cruz, C.M. (1998). Puentes intercontinentales e Isostasia: aspectos históricos y didácticos. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 6, 3, 211-216. Hamblin, W.K. y Christiansen, E.H. (2001). Earth’s dynamic systems. Prentice Hall. Upper Saddle River, N.J. Kearey, P. y Vine, F.J. (1996). Global Tectonics. Blackwell Science, Cambridge. López Robledo, J.M., Martínez Rodrigo, M.J., García Martín, A. y Manzano Martín, C. (2000). Estructura de la Tierra y Tectónica de Placas. Monografías de Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Serie Cuadernos Didácticos nº 1, 52 pp. Edita AEPECT, Girona. Moores, E.M. y Twiss, R.J. (1995). Tectonics. Free- man & Company, Nueva York. Park, R.G. (1988). Geological structures and moving plates. Chapmand & Hall, Londres. Plummer, Ch.C., McGeary, D. y Carlson, D.H. (2001). Physical Geology. McGraw Hill. Boston. Summerfield, M.A. (2000). Geomorphology and Glo- bal Tectonics. John Wiley & Sons, Nueva York. Tarbuck, E.J. y Lutgens, F.K. (2005). Ciencias de la Tierra, una introducción a la Geología Física. Prentice Hall, Madrid. Wadsworth Publising Company / ITP (1998). En: http://www.globalchange.umich.edu/globalchange1/current/ lectures/topography/topography.html. University of Mi- chigan.
Fecha de recepción del original: 5 junio 2007 Fecha de aceptación definitiva: 25 julio 2007 123Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) Fig. 15. Esquema modificado de Plummer et al. (2001) en el que se indica, de forma simplificada, la razón de la morfología de los arco islas.