INTRODUCCIÓN

En el Currículo de Enseñanza Secundaria, loscontenidos relativos al relieve terrestre son abor-dados a lo largo de diferentes cursos por variasáreas 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 relievesterrestres, sin explicar su génesis. En el área deCiencias de la Naturaleza el estudio del relieve esabordado 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 enlas asignaturas de Geología y Ciencias de la Tierray Medio Ambiente.

En la Enseñanza Secundaria Obligatoria su es-tudio incide fundamentalmente en el modelado re-sultado de la intervención de los agentes geológicosexternos. 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. Sinembargo, la tectónica, la isostasia y el flujo térmicoterrestre no se tratan de forma conjunta e integrada.Estos dos últimos conceptos son estudiados por se-parado en un bloque de contenidos relacionadoscon las propiedades físicas del Planeta.

La ausencia de este tratamiento integrado pro-bablemente explica los resultados obtenidos en unaencuesta realizada a más de cien estudiantes univer-sitarios de primer curso a los que se preguntó sobrealgunos rasgos básicos del relieve terrestre. El cues-tionario contenía las siguientes preguntas:

1. ¿Por qué existen océanos (cuencas oceánicas) ycontinentes?

2. En los océanos hay cordilleras oceánicas (dorsa-les) que se elevan sobre la llanura abisal, ¿Cómose han formado?

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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 delRaspeig, 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) 112-123I.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 ponerde manifiesto la influencia de la isostasia y del flujo térmico en el relieve del Planeta y su relación con laTectónica de Placas. Proponemos, para comprender el relieve terrestre, una aproximación escalonadadesde las escalas más pequeñas a las mayores. Después de explicar por qué existen continentes y cuencasoceánicas, describimos las principales unidades geomorfológicas del relieve de la Tierra agrupándolasen 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 toshow the influence of the isostasy and the heat flow in the relief of the Planet and his relationship with thePlate 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 describethe main geomorphologic units of the terrestrial relief in the Earth gathering in zones with continentalcrust 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, cadenasmontañosas, llanuras abisales, etc. ¿Crees que laisostasia es responsable de algunos de estos relie-ves? En caso afirmativo, ¿Cómo?

4. ¿Qué conoces del flujo térmico terrestre? ¿Creesque tiene alguna influencia en el relieve del Pla-neta?

5. ¿Dónde se alcanzan las mayores profundidadesde los océanos? ¿Por qué?

6. ¿Dónde se alcanzan las mayores altitudes en loscontinentes? ¿Por qué?

Entre las diversas conclusiones obtenidas de laencuesta 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 carenciasson más acusadas en lo referente a los relieves oce-ánicos. Casi ningún estudiante conocía la isostasiay ninguno la relaciona con el origen de los grandesrelieves del Planeta. Esto mismo ocurría con el flu-jo térmico terrestre. Como curiosidad nos gustaríacomentar que muchos estudiantes creen que lascordilleras oceánicas se han formado por el ¡cho-que de placas!, el empuje del magma o por la acu-mulación de materiales volcánicos. También sonmuchos los que piensan que las zonas más profun-das del Planeta son fosas tectónicas producidas porla separación de las placas litosféricas.

A partir de estos resultados nos cuestionamos siel estudio de los principales elementos del relieve te-rrestre y su génesis debería ser incluido como uno delos objetivos de la Enseñanza Secundaria. Nosotroscreemos 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 muchasmás. 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 flujotérmico terrestre. De esto se ocupa en la actualidad laGeomorfología Global, la Geomorfología Tectónicao la Tectónica Global. Son ya numerosos los librosde texto que intentan explicar el relieve terrestre conesta 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 alorigen de los principales rasgos fisiográficos denuestro Planeta. Analizamos la “construcción” delrelieve terrestre y dejamos al margen su modeladopor procesos geológicos externos.

En el presente trabajo hemos pretendido ofreceruna visión resumida, general e integradora median-te aproximaciones sucesivas a distinta escala, con elpropósito 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 otropublicado en este mismo volumen (González et al.,2007) en el que se proponen diversas actividadesdidácticas que ayudan al estudiante a asimilar estosconceptos más teóricos.

¿QUÉ NECESITAMOS PARA COMPRENDEREL 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 sererrónea 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 nola abordaremos, para centrarnos específicamente en laisostasia y el flujo térmico terrestre. Estos aspectos sontratados 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 reconocidoen el siglo XIX (García Cruz, 1998), que está rela-cionado con las capas más externas del Planeta. Elconcepto de isostasia fue desarrollado por el geólo-go norteamericano Clarence Dutton en la segundamitad del siglo XIX, basándose en las observacionesrealizadas por Pierre Bouguer en los Andes hacia1735 y por George Everest y John Henry Pratt en elHimalaya en la primera mitad del XIX. Las medi-ciones realizadas en ambas expediciones fueron ex-plicadas de forma diferente por George Biddell Airyen 1855 y por Pratt en 1856. Posteriormente, Duttonformuló la teoría de la isostasia entre 1889 y 1892.

El principio de la isostasia establece que a partirde una cierta profundidad, conocida como profundi-dad de compensación, la carga litostática generadapor todos los materiales suprayacentes es igual entodo el Planeta. Ello quiere decir que el peso de unacolumna vertical de roca es idéntico en el nivel decompensación, siempre y cuando esa región esté enequilibrio isostático. Este equilibrio se alcanza devarias formas: modelos propuestos por Airy y Pratt(Fig. 1A y B, respectivamente).

Hipótesis de Airy

Esta hipótesis asume que la capa más externadel 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 deespesor 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) esuna 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 elequilibrio 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-

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nor densidad y los relieves más deprimidos corres-ponden a zonas con mayor densidad. En definitiva,columnas de roca de diferente densidad se compen-san con diferentes altitudes que mantengan la pre-sión constante.

Ambas hipótesis son una aplicación del Princi-pio de Arquímedes y asumen que los bloques corti-cales se mueven verticalmente separados por gran-des fallas. Pero sabemos que esto no es cierto, y quelos modelos más realistas de isostasia deben teneren cuenta que la corteza o la litosfera son rígidas.Por tanto, cuando se aplica una carga litostática a lalitosfera, ésta se flexiona al igual que lo hace unabandeja de una estantería llena de libros (Fig. 2).

En definitiva, el equilibrio isostático no se al-canza de forma local (allí donde se aplica la carga)sino que tiende a alcanzarse a escala regional co-mo consecuencia de la rigidez de la litosfera. A tí-tulo de ejemplo, este tipo de flexura de la litosferaexplica algunos rasgos topográficos locales comoson las depresiones del Guadalquivir o del Ebro,así como el surco que hay en el fondo oceánico al-rededor de las islas de Hawai, el Golfo de Botnia yel Mar Báltico, entre otros, que son explicadas condetalle en el último apartado de este trabajo.

En cualquier caso, aunque las hipótesis deAiry y de Pratt sólo son aproximaciones teóricasque no pueden explicar por sí solas la superficieglobal del Planeta, sí permiten comprender algu-nos de sus rasgos topográficos principales. Así, elmodelo de Pratt (Fig. 1B) explica el rasgo geográ-fico más notable de nuestro Planeta: la existenciade océanos (cuencas oceánicas) y continentes. Sianalizamos la curva hipsométrica de La Tierra(Fig. 3), observamos que la mayor parte de su su-perficie se sitúa a altitudes de 840 m s.n.m. en loscontinentes y de 3800 m b.n.m. en los océanos.¿A qué se deben estos dos escalones topográfi-cos? A la existencia de dos tipos de corteza: con-tinental (menos densa y, por tanto, más elevadapor isostasia) y oceánica (más densa y, por tanto,más hundida por isostasia). Si por ejemplo hubie-se en algún otro Planeta imaginario cuatro tiposde corteza, con contraste de densidad suficiente,encontraríamos cuatro escalones topográficos ensu curva hipsométrica. Sin embargo, el modelo dePratt no permite explicar las diferencias que pre-senta el relieve en las zonas de corteza continen-tal. Hoy en día sabemos que la densidad de la cor-teza en el Himalaya, en los grandes cratones o enlas zonas del talud continental (sumergidas ac-tualmente), es similar; entonces, ¿a qué son debi-das estas diferencias notables de relieve? La res-puesta a esta pregunta la ofrece el modelo deAiry, según el cuál, la compensación isostática se

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Fig. 2. Esquema que muestra la flexura de la litosfera cuando se le aplica una carga litostática (p.e. un oróge-no, un casquete glaciar). La rigidez (cohesión) de la litosfera hace que las áreas adyacentes a la de aplicaciónde la carga también se hundan, aunque en menor medida.

Fig. 1. A. Modelo de Airy (densidad de la cortezad1=d2=d3). B. Modelo de Pratt (densidad de la cor-teza d1<d2<d3). e: espesor; dm: densidad del manto.

produce por un aumento de espesor de la corteza,al igual que ocurre en los témpanos de hielo queflotan en el mar (Fig. 4).

Flujo térmico terrestre

Las características térmicas del manto y de lacorteza constituyen otro factor importante en la ex-plicación de algunos rasgos del relieve. En este sen-tido, el flujo térmico, medido en la superficie terres-tre, tiene una fuerte correlación con los principalesrelieves del Planeta. En los continentes se ha cons-tatado que el flujo térmico es inversamente propor-cional al tiempo transcurrido desde que ocurrió elúltimo evento tectónico. Así, los cratones más anti-guos suelen tener un flujo térmico mucho menorque las cadenas montañosas más recientes.

El patrón que rige el flujo térmico en los océa-nos es algo diferente, ya que coexisten valores al-tos, que suelen estar asociados a la zona central de

las cordilleras oceánicas, con valores mínimos re-gistrados en las fosas. Esto pone de manifiesto ungradiente espacio-temporal del flujo térmico, elcual disminuye progresivamente al aumentar la dis-tancia a la dorsal y, por consiguiente, con la edad dela corteza oceánica (ver figura 5 de González He-rrero et al., 2007, en este mismo volumen).

El comportamiento del flujo térmico en elocéano explica gran parte de las características geo-morfológicas y geológicas de las cuencas oceánicasmediante un proceso conocido como isostasia tér-mica. Este proceso permite entender aspectos talescomo la elevada altura de las cordilleras oceánicasy el hundimiento progresivo del fondo oceánico.

El sustrato de los océanos está constituido porlitosfera oceánica cuya composición, en general, essimilar en todo el océano (basaltos y gabros situa-dos debajo de la capa de sedimentos), y cuya edadaumenta al alejarnos del eje de las dorsales. Pode-

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Fig. 4. Ilustración que muestra la relación entre la raíz de un témpano de hielo y su relieve emergido. Esta re-lación es extrapolable a la corteza continental que “flota” en un manto más denso.

Fig. 3. Curva hipsométrica de nuestro Planeta en la que se reconocen dos grandes escalones topográficos.Modificado de Wadsworth Publising Company / ITP 1998 (En: www.globalchange.umich.edu/.../topography.html).

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 elaumento 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 sonmenos 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 vadisminuyendo progresivamente al alejarnos (Fig.5). Esto explica las características topográficas delas cordilleras oceánicas (que ocupan el 20% de lasuperficie del Planeta).

Por otro lado, como la corteza oceánica se creaen las dorsales y se desplaza desde éstas, a medidaque nos alejamos del eje de la dorsal y disminuye latemperatura 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 aser 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 hiciésemosvarios zoom sucesivos). Tal y como hemos comenta-do en el capítulo anterior, el rasgo topográfico másnotable 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 tiposde corteza de diferente densidad que se reajustanisostáticamente 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 losocéanos? Además, se abordará cómo se produce eltránsito 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 yoceánicas. 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 algunosejemplos reales. Seguidamente se explica el origende estos relieves.

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Fig. 5. Esquema que muestra la relación entre elflujo térmico y la “elevación isostática” del relieve(cordilleras oceánicas).

Fig. 6. Principales elementos geomorfológicos del Planeta en zonas con litosfera continental.

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Tabla I. Principales elementos geomorfológicos del Planeta.

PRINCIPALES ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS DESARROLLADOS EN LITOSFERA CONTINENTAL

Cinturones mon-tañosos(Himalaya, Al-pes, CordilleraBética, Andes)

En límites de placas convergentes que están sufriendo un engrosamiento de la corteza, bienpor 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 queuna placa de litosfera oceánica subduce bajo una continental). En ambos casos, el relieveglobal de la cadena montañosa (la superficie envolvente) se debe a la elevación isostáticaresultado 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 enel 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 fallasnormales. Esta fosa tectónica es estrecha (unas pocas decenas de kilómetros) y alargada. Enocasiones, como ocurre en Baikal o en África oriental, se forman grandes lagos estrechos yalargados. En otras ocasiones suelen estar ocupadas por grandes valles fluviales (Rhin).

Plataforma conti-nental y taludcontinental(Mar del Norte,Bco. Sahariano)

El tránsito entre continentes y océanos se produce por un adelgazamiento progresivo de lacorteza 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 decordillera (dorsal) es muy elevado y disminuye progresivamente al alejarnos del eje de ladorsal. Este mayor flujo térmico hace que las rocas de la corteza oceánica tengan menosdensidad 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. Debensu topografía plana a las acumulaciones de sedimentos que ocultan las irregularidades de susuperficie. En las zonas más alejadas de la dorsal, donde ya no existe influencia del flujotérmico 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 laplaca 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, Surde 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 ymontes submari-nos. (Hawai,Azores, SantaElena, 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 relievesvolcánicos suele estar relacionado con puntos calientes. En estos casos forman una cadenaalineada 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 cuyocaso se denominan mesetas oceánicas; otras veces son elevaciones alargadas continuas o concrestas 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 intensaactividad volcánica relacionada con el ascenso de una pluma del manto. Son los equivalentesoceánicos 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 cadenasmontañosas ocupan tan sólo un 5% de la superficietotal del Planeta. Se encuentran en límites de placaconvergentes que están sufriendo un engrosamientode la corteza, bien por esfuerzos compresivos (oró-genos de colisión en los que convergen dos placascon litosfera continental) o bien por una intensa ac-tividad ígnea (orógenos de tipo andino en los queuna placa de litosfera oceánica subduce bajo unacontinental). En ambos casos, el relieve global de lacadena 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 mediode corteza continental en torno a 35 km. Presen-tan un relieve muy suave en el que pueden aflorarrocas 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 fosatectónica es estrecha (unas pocas decenas de kiló-metros) y alargada. En ocasiones, como ocurre enBaikal 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 deBasin and Range (Cuenca y Cordillera) situada enNorteamérica (Estados Unidos y México). Al igualque le ocurre a los rift continentales, esta zona estásometida a extensión y, por consiguiente, a adel-gazamiento cortical. En esta ocasión, la zona decorteza continental adelgazada tiene una amplitudmuchísimo mayor que alcanza los 1000 km. Lasfallas 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 continentalmenos densa) y océanos (corteza oceánica más den-sa) tiene lugar por un adelgazamiento progresivo dela corteza continental. Este adelgazamiento conlle-va un hundimiento isostático en relación a las cade-nas montañosas y cratones. Así, las plataformascontinentales 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 cortezacontinental 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 incluidolas plataformas y taludes continentales, así como los fondos oceánicos con corteza continental adelgazada ocorteza oceánica pero que no llegan a ser llanuras abisales sensu stricto.

Zonas con corteza oceánica

Cordilleras oceánicas

Es uno de los rasgos topográficos más notablesdel Planeta ya que existen aproximadamente 70000km de cordilleras oceánicas. ¿Cómo se forman estascordilleras? ¿Cómo se eleva la corteza oceánica2500 m sobre el resto de la llanura abisal? La res-puesta, tal y como se ha descrito en el capítulo ante-rior sobre el flujo térmico terrestre, está en la isosta-sia térmica. Las cordilleras oceánicas son, por tanto,“relieves isostáticos térmicos”.

Llanuras abisales

Ubicadas a profundidades comprendidas entre4500 y 5500 m tienen una morfología extraordina-riamente plana, cuya pendiente media es del 1 por1000. Deben su topografía plana a las acumulacio-nes de sedimentos que ocultan las irregularidadesde su superficie. La profundidad a la que se encuen-tran está relacionada con la dinámica que se iniciaen las dorsales. Así, en las zonas más alejadas de ladorsal, y por tanto, alejados de la influencia del flu-jo térmico elevado, la corteza oceánica es antigua,fría y densa por lo que se encuentra hundida isostá-ticamente. Los valores de profundidad que se alcan-zan están controlados por la densidad de la cortezaoceánica; si ésta fuese mayor, también lo sería laprofundidad de los océanos. No obstante, dicha pro-fundidad alcanza un límite, de forma que cuando lacorteza oceánica tiene entre 180 y 200 millones deaños, la densidad es lo suficientemente elevada paraempezar a subducir en el manto.

Fosas oceánicas

Se trata de los lugares más profundos del Plane-ta. Corresponden a morfologías alargadas y estre-chas. El surco de las fosas, localizado en el contactoentre dos placas convergentes, se produce por laflexión de la placa que subduce.

Arcos de islas

Corresponde a un tipo de islas volcánicas que seforman exclusivamente en las zonas de subducciónen las que convergen dos placas con litosfera oceá-nica. La elevada actividad ígnea aumenta el espesorde la corteza de la placa cabalgante y provoca laemersión discontinua de varias islas con una morfo-logía arqueada en planta. En el siguiente capítulo seexplica el porqué de esta geometría en arco.

Mares marginales

Entre los arco islas y el continente se ubican es-tos mares marginales, también conocidos comocuencas retroarco (situadas en la parte trasera delarco volcánico). Son zonas sometidas a extensión(cuando son activas el arco volcánico se separa delcontinente) constituidas por corteza oceánica o cor-teza continental muy adelgazada. Por isostasia seencuentran por debajo del nivel del mar.

Islas volcánicas y montes submarinos

El origen de estos relieves volcánicos suele es-tar relacionado con puntos calientes. Muchas veces

forman una cadena alineada de islas y montes sub-marinos con la siguiente secuencia: islas volcánicasactivas, islas volcánicas inactivas, atolones y mon-tes submarinos.

Plataformas oceánicas volcánicas

Estas vastas regiones, en muchos casos con unaextensión superior al millón de kilómetros cuadra-dos, están constituidas por rocas volcánicas (mayo-ritariamente basaltos). Su origen está ligado a unaintensa actividad volcánica relacionada con el as-censo de una columna caliente del manto. Son losequivalentes oceánicos de las llanuras de basaltodel Deccan (India), Brasil o Siberia.

OTROS DETALLES SOBRE EL RELIEVETERRESTRE

Aparte de los grandes elementos del relievedescritos en el apartado anterior, cuando aumenta-mos la escala (hacemos un zoom todavía mayor)nos encontramos con multitud de particularidades.A continuación, a título de ejemplo, se intenta ex-plicar el origen del relieve de algunos puntos sin-gulares del Planeta. Esta pequeña muestra sólo pre-tende mostrar al profesorado que también, desdeun punto de vista del relieve, nuestro Planeta mues-tra una extraordinaria geodiversidad. Si hiciésemosuna aproximación de escala todavía más detalladacomienzan a ser decisivos en el relieve otros facto-res como el litológico (rocas más o menos resisten-tes), el estructural (rocas plegadas, poco o muyfracturadas, etc.), que se escapan al objetivo de es-te artículo.

1. ¿Por qué la superficie del Mar Muerto estápor debajo del nivel del mar?

El Mar Muerto se sitúa a lo largo de la zonade falla de Levante, una gran falla de salto en di-rección sinistra (Fig. 8) que separa la placa Afri-cana de la Arábiga. La placa Africana se aproxi-ma a la Euroasiática a una velocidad deaproximadamente 1 cm/año mientras que la Ará-biga lo hace a una velocidad de 4 cm/año. Esta di-ferencia de velocidad es la causante de que apa-rezca una falla de movimiento horizontal entre lasplacas Africana y Arábiga: la falla de Levante. Alo largo de una falla de salto en dirección no cabeesperar que existan relieves importantes, sean po-sitivos o negativos, porque el principal movimien-to es horizontal. Sin embargo, cuando el trazadode la falla de salto en dirección sufre una flexión,en estas zonas de cambio de dirección se puedeproducir extensión (con movimientos verticalesde hundimiento) o compresión (con elevación delrelieve). Desde un punto de vista tectónico, seproduce transtensión en el primer caso y transpre-sión en el segundo (ver figura 8). El Mar Muertose encuentra en una zona sometida a transtensión,donde la falla de Levante cambia ligeramente dedirección, y, por consiguiente, donde se ha produ-cido un movimiento vertical de hundimiento sig-nificativo.

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Con los estudiantes se puede realizar la activi-dad indicada en la figura 9.

2. ¿Por qué los ríos Guadalquivir, Ebro o Gan-ges discurren aproximadamente paralelos agrandes cadenas montañosas?

La inmensa mayoría de ríos del Mundo estáncontrolados por estructuras geológicas. Localmentepuede existir un control litológico pero su trazadoprincipal, en casi todas las ocasiones, tiene un controlestructural. Los ríos Amazonas, Mississippi y Rhin,por ejemplo, discurren por valles de rift antiguos. Enel caso de los ríos Guadalquivir, Ebro y Ganges lohacen por cuencas de antepaís. ¿Cómo se forman es-tas depresiones topográficas? Tienen relación con laformación de orógenos. De forma muy simplista sepuede decir que un orógeno provoca un hundimiento(flexión) de la litosfera, provocando la aparición desurcos a ambos lados (uno solo cuando se trata de unorógeno asimétrico). Así, el Guadalquivir discurrepor el surco que ha creado la Cordillera Bética y elEbro por el que ha creado los Pirineos al hundir la li-tosfera ibérica (Fig. 10). De igual forma, el Gangeslo hace por el surco creado por el Himalaya.

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Fig. 9. Recortable para comprender cómo se pro-duce extensión en el Mar Muerto.

Fig. 10. Esquema simplificado que muestra la forma-ción de las cuencas de antepaís debido a la sobrecar-ga producida por los orógenos sobre la litosfera.

Fig. 8. Mapa de localización de la falla transformante de Levante que separa las placas Africana y Arábiga(modificado de Hamblin y Christiansen, 2001). Las flexiones o cambios de dirección que sufre la falla de Le-vante y el movimiento sinistro son los responsables de que haya extensión y hundimiento en el sector del MarMuerto. Para explicar los procesos de transtensión y transpresión se adjuntan varios esquemas simplificados.

3. Lagos de África oriental

A lo largo del rift africano oriental se sitúanvarios lagos (Malawi y Tanganika, entre los másimportantes) de morfología alargada. Sin embar-go, el lago Victoria, que tiene la mayor extensiónde los lagos africanos, presenta una morfologíacircular en planta (Fig. 11). ¿A qué es debida estadiferencia morfológica? La morfología alargada yestrecha de los lagos se debe a que se sitúan sobreel valle de rift (fosas tectónicas estrechas y alarga-das limitadas por fallas normales). Sin embargo, lasituación del lago Victoria es diferente ya que selocaliza entre dos valles de rift. El rift africanooriental, en el sector de Kenia, Uganda y Tanza-nia, se bifurca en dos ramas que vuelven a unirsevarios centenares de kilómetros al sur. Entre dosramas 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 yPacífica, en el sector de California, coincide conla falla transformante de San Andrés. Esta falladextral, cambia ligeramente de dirección cuandollega al actual Golfo de Baja California (México).Por tanto, el límite de placas en este sector ya noes paralelo a los vectores de desplazamiento deambas placas por lo que la falla transformante de-saparece. El movimiento oblicuo se descompone

en una componente de extensión y en otra de saltoen dirección (Fig. 12), que origina la separaciónactiva entre la Península de Baja California y Mé-xico y, por tanto, la formación del golfo.

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Fig. 11. Esquema que muestra la ubicación geoló-gica del lago Victoria. Modificado de Debelmas yMascle (2000).

Fig. 12. Origen del Golfo de Baja California. Modificado de Kearey y Vine (1996).

Para comprender mejor el proceso de formacióndel Golfo de California, se sugiere realizar la activi-dad de la figura 13.

5. ¿Por qué se eleva el Golfo de Botnia (entreFinlandia y Suecia-Noruega)?

Es un claro ejemplo de reajuste isostático peroque no tiene nada que ver con la actividad tectónicasino glaciar. En el último periodo glaciar toda la re-gión de los países escandinavos (incluido el actualGolfo de Botnia) estaba cubierto por un casquete gla-ciar de varios miles de metros de espesor. Esta masade hielo flexionó la litosfera hundiéndola más en ellugar de máximo espesor (actual Golfo de Botnia).Tras la fusión del hielo glaciar, la litosfera comenzó arecuperar su posición inicial, y, por tanto, a elevarsepoco 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 intersecciónentre dos superficies esféricas es un arco (Fig. 15).Una actividad que se puede proponer a los estudian-tes para que comprendan la geometría arqueada deesta alineación de islas volcánicas se encuentra enel libro de Plummer et al. (2001).

REFLEXIONES FINALES

En el currículo actual los contenidos geológicosnecesarios para comprender el relieve terrestre es-tán muy compartimentados. Creemos que los estu-diantes deberían alcanzar un buen conocimiento dela superficie de nuestro Planeta, no sólo con unaaproximación descriptiva del relieve sino llegando aconocer 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 flujotérmico terrestre. La Tectónica de Placas es respon-

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Fig. 13. Recortable para comprender cómo se pro-duce, de forma conjunta, extensión y movimiento desalto en dirección (“tipo San Andrés”) en el Golfode Baja California.

Fig. 14. Esquema que indica el levantamiento actual en milímetros/año que está sufriendo en la actualidad elGolfo 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 otrapor encima o por debajo del nivel del mar. No de-bemos olvidar el flujo térmico terrestre que provocavariaciones de densidad de las rocas y, por tanto,reajustes isostáticos hasta que alcanzan el equilibriogravitacional.

Para lograr un buen conocimiento del relieve, elanálisis debe ser escalonado, evitando la mezcla derasgos topográficos de escala muy diferente. En elprimer nivel de aproximación el estudiante deberíacomprender por qué existen continentes y cuencasoceánicas. En el siguiente nivel proponemos dividirlos 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 tambiénpueden situarse sobre corteza continental adelgaza-da), islas y montes submarinos y plataformas oceá-nicas). Además, es conveniente explicar el tránsitoentre zonas continentales y oceánicas ligadas a laexistencia de una corteza de transición (cortezacontinental adelgazada).

A partir de entonces, ya se pueden abordar ensucesivos niveles de “zoom” aspectos más específi-cos del relieve terrestre como ¿Por qué el MarMuerto está por debajo del nivel del mar? ¿Por qué

los ríos Guadalquivir, Ebro o Ganges discurren pa-ralelos a grandes cadenas montañosas? ¿Por qué elMar Rojo es alargado y estrecho? ¿Por qué los An-des tienen volcanes activos y el Himalaya no? ¿Porqué hay fosas oceánicas muy profundas (de más de10 km) y otras tan sólo tienen 5 km de profundi-dad? ¿Por qué el lago Victoria (el más extenso deÁfrica) tiene una morfología circular en plantamientras que el resto de grandes lagos del Áfricaoriental son estrechos y alargados? ¿Por qué la Pe-nínsula de Baja California se separa en la actualidaddel resto de México? ¿Por qué el Mar Báltico y elGolfo 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 fallastransformantes? Algunas de estas preguntas han si-do contestadas en este trabajo, otras quedan abiertaspara que el alumnado busque información y trate deresponderlas, sin olvidar que, todas ellas tienen surespuesta en la Tectónica de Placas, en ocasionesintegrándola con la isostasia y el flujo térmico.

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Fecha de recepción del original: 5 junio 2007Fecha de aceptación definitiva: 25 julio 2007

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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.