isostasia

Estado de equilibrio gravitacional entre la corteza terrestre y el manto

La isostasia (del griego ísos 'igual', stásis 'parada') o equilibrio isostático es el estado de equilibrio gravitacional entre la corteza terrestre (o litosfera ) y el manto de tal manera que la corteza "flota" a una elevación que depende de su espesor y densidad. . Se invoca este concepto para explicar cómo pueden existir diferentes alturas topográficas en la superficie de la Tierra. Aunque originalmente se definió en términos de corteza continental y manto, ^[1] posteriormente se ha interpretado en términos de litosfera y astenosfera , particularmente con respecto a los volcanes insulares oceánicos , ^[2] como las islas hawaianas .

Aunque la Tierra es un sistema dinámico que responde a las cargas de muchas maneras diferentes, ^[3] la isostasia describe el importante caso límite en el que la corteza y el manto están en equilibrio estático. Ciertas áreas (como el Himalaya y otros márgenes convergentes) no están en equilibrio isostático y no están bien descritas por los modelos isostáticos.

El término general isostasia fue acuñado en 1882 por el geólogo estadounidense Clarence Dutton . ^{[4] [5] [6]}

Historia del concepto

En los siglos XVII y XVIII, los geodesistas franceses (por ejemplo, Jean Picard ) intentaron determinar la forma de la Tierra (el geoide ) midiendo la longitud de un grado de latitud en diferentes latitudes ( medición del arco ). Un grupo que trabajaba en Ecuador sabía que las plomadas utilizadas para determinar la dirección vertical serían desviadas por la atracción gravitacional de los Andes cercanos . Sin embargo, la deflexión fue menor de lo esperado, lo que se atribuyó a que las montañas tenían raíces de baja densidad que compensaban la masa de las montañas. En otras palabras, las raíces de las montañas de baja densidad proporcionaron la flotabilidad necesaria para soportar el peso de las montañas sobre el terreno circundante. Observaciones similares realizadas en el siglo XIX por topógrafos británicos en la India demostraron que se trataba de un fenómeno generalizado en las zonas montañosas. Posteriormente se descubrió que la diferencia entre el campo gravitacional local medido y lo esperado para la altitud y el terreno local (la anomalía de Bouguer ) es positiva en las cuencas oceánicas y negativa en las zonas continentales altas. Esto muestra que la baja elevación de las cuencas oceánicas y la gran elevación de los continentes también se compensa en la profundidad. ^[7]

El geólogo estadounidense Clarence Dutton utilizó la palabra "isostasia" en 1889 para describir este fenómeno general. ^{[4] [5] [6]} Sin embargo, para entonces ya se habían propuesto dos hipótesis para explicar el fenómeno, en 1855, una por George Airy y la otra por John Henry Pratt . ^[8] La hipótesis de Airy fue refinada más tarde por el geodesta finlandés Veikko Aleksanteri Heiskanen y la hipótesis de Pratt por el geodesta estadounidense John Fillmore Hayford . ^[3]

Tanto la hipótesis de Airy-Heiskanen como la de Pratt-Hayford suponen que la isostasia refleja un equilibrio hidrostático local. Una tercera hipótesis, la flexión litosférica , tiene en cuenta la rigidez de la capa exterior de la Tierra, la litosfera . ^[9] La flexión litosférica se invocó por primera vez a finales del siglo XIX para explicar las costas levantadas en Escandinavia tras el derretimiento de los glaciares continentales al final de la última glaciación . También lo utilizó el geólogo estadounidense GK Gilbert para explicar las costas elevadas del lago Bonneville . ^[10] El concepto fue desarrollado aún más en la década de 1950 por el geodesista holandés Vening Meinesz . ^[3]

Modelos

Se utilizan tres modelos principales de isostasia: ^{[3] [11]}

1. El modelo de Airy-Heiskanen: donde las diferentes alturas topográficas se adaptan a los cambios en el espesor de la corteza , en el que la corteza tiene una densidad constante
2. El modelo Pratt-Hayford, donde las diferentes alturas topográficas se adaptan a los cambios laterales en la densidad de la roca .
3. El Vening Meinesz, o modelo de isostasia de flexión, donde la litosfera actúa como una placa elástica y su rigidez inherente distribuye las cargas topográficas locales en una amplia región mediante flexión.

La isostasia de Airy y Pratt son declaraciones de flotabilidad, pero la isostasia de flexión es una declaración de flotabilidad cuando se desvía una lámina de fuerza elástica finita. En otras palabras, los modelos de Airy y Pratt son puramente hidrostáticos, sin tener en cuenta la resistencia del material, mientras que la isostasia por flexión tiene en cuenta las fuerzas elásticas derivadas de la deformación de la corteza rígida. Estas fuerzas elásticas pueden transmitir fuerzas de flotación a través de una gran región de deformación a una carga más concentrada.

El equilibrio isostático perfecto sólo es posible si el material del manto está en reposo. Sin embargo, la convección térmica está presente en el manto. Esto introduce fuerzas viscosas que no se tienen en cuenta en la teoría estática de la isostasia. La anomalía isostática o IA se define como la anomalía de Bouger menos la anomalía de gravedad debida a la compensación del subsuelo, y es una medida de la desviación local del equilibrio isostático. En el centro de una meseta nivelada, es aproximadamente igual a la anomalía del aire libre . ^[12] Modelos como la isostasia dinámica profunda (DDI) incluyen fuerzas viscosas y son aplicables a un manto dinámico y a una litosfera. ^[13] Las mediciones de la tasa de rebote isostático (el retorno al equilibrio isostático después de un cambio en la carga de la corteza) proporcionan información sobre la viscosidad del manto superior. ^[14]

Aireado

Isostasia aérea, en la que una corteza de densidad constante flota sobre un manto de mayor densidad y la topografía está determinada por el espesor de la corteza.

Isostasia aérea aplicada a un escenario de cuenca real, donde la carga total sobre el manto está compuesta por un basamento de corteza, sedimentos de menor densidad y agua marina suprayacente.

La base del modelo es la ley de Pascal , y particularmente su consecuencia de que, dentro de un fluido en equilibrio estático, la presión hidrostática es la misma en todos los puntos a la misma elevación (superficie de compensación hidrostática): ^{[3] [8]}

h ₁ ⋅ρ ₁ = h ₂ ⋅ρ ₂ = h ₃ ⋅ρ ₃ = ... h _n ⋅ρ _n

Para la imagen simplificada que se muestra, la profundidad de las raíces del cinturón montañoso (b ₁ ) se calcula de la siguiente manera:

${\displaystyle (h_{1}+c+b_{1})\rho _{c}=(c\rho _{c})+(b_{1}\rho _{m})}$

${\displaystyle {b_{1}(\rho _{m}-\rho _{c})}=h_{1}\rho _{c}}$

${\displaystyle b_{1}={\frac {h_{1}\rho _{c}}{\rho _{m}-\rho _{c}}}}$

donde es la densidad del manto (aprox. 3300 kg m ^-3 ) y es la densidad de la corteza (aprox. 2750 kg m ^-3 ). Así, generalmente: ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{c}}$

segundo ₁ ≅ 5⋅ h ₁

En el caso de topografía negativa (una cuenca marina), el equilibrio de las columnas litosféricas da:

${\displaystyle c\rho _{c}=(h_{2}\rho _{w})+(b_{2}\rho _{m})+[(c-h_{2}-b_{2})\rho _{c}]}$

${\displaystyle {b_{2}(\rho _{m}-\rho _{c})}={h_{2}(\rho _{c}-\rho _{w})}}$

${\displaystyle b_{2}=({\frac {\rho _{c}-\rho _{w}}{\rho _{m}-\rho _{c}}}){h_{2}}}$

donde es la densidad del manto (aprox. 3300 kg m ^-3 ), es la densidad de la corteza (aprox. 2750 kg m ^-3 ) y es la densidad del agua (aprox. 1000 kg m- ³ ). Así, generalmente: ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{c}}$ ${\displaystyle \rho _{w}}$

segundo ₂ ≅ 3.2⋅ h ₂

Pratt

Para el modelo simplificado que se muestra, la nueva densidad viene dada por: , donde es la altura de la montaña yc el espesor de la corteza. ^{[3] [15]} ${\displaystyle \rho _{1}=\rho _{c}{\frac {c}{h_{1}+c}}}$ ${\displaystyle h_{1}}$

Vening Meinesz / flexión

Caricatura que muestra los movimientos verticales isostáticos de la litosfera (gris) en respuesta a una carga vertical (en verde)

Esta hipótesis se sugirió para explicar cómo las grandes cargas topográficas, como las montañas submarinas (por ejemplo, las islas hawaianas ), podrían compensarse mediante un desplazamiento regional en lugar de local de la litosfera. Esta es la solución más general para la flexión litosférica , ya que se acerca a los modelos compensados ​​localmente anteriores cuando la carga se vuelve mucho mayor que una longitud de onda de flexión o la rigidez de flexión de la litosfera se acerca a cero. ^{[3] [9]}

Por ejemplo, el desplazamiento vertical z de una región de la corteza oceánica se describiría mediante la ecuación diferencial

${\displaystyle D{\frac {d^{4}z}{dx^{4}}}+(\rho _{m}-\rho _{w})zg=P(x)}$

donde y son las densidades de la estenosfera y del agua del océano, g es la aceleración de la gravedad y es la carga sobre la corteza del océano. El parámetro D es la rigidez a la flexión , definida como ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{w}}$ ${\displaystyle P(x)}$

${\displaystyle D=ET_{c}^{3}/12(1-\sigma ^{2})}$

donde E es el módulo de Young , es el coeficiente de Poisson y es el espesor de la litosfera. Las soluciones de esta ecuación tienen un número de onda característico. ${\displaystyle \sigma }$ ${\displaystyle T_{c}}$

${\displaystyle \kappa ={\sqrt[{4}]{(\rho _{m}-\rho _{w})g/4D}}}$

A medida que la capa rígida se debilita, se acerca al infinito y el comportamiento se acerca al equilibrio hidrostático puro de la hipótesis de Airy-Heiskanen. ^[14] ${\displaystyle \kappa }$

Profundidad de la compensación

La profundidad de compensación (también conocida como nivel de compensación , profundidad de compensación o nivel de compensación ) es la profundidad por debajo de la cual la presión es idéntica en cualquier superficie horizontal. En regiones estables, se encuentra en la corteza profunda, pero en regiones activas, puede encontrarse debajo de la base de la litosfera. ^[16] En el modelo Pratt, es la profundidad por debajo de la cual todas las rocas tienen la misma densidad; por encima de esta profundidad, la densidad es menor donde la elevación topográfica es mayor. ^[17]

Trascendencia

Deposición y erosión

Cuando se depositan grandes cantidades de sedimento en una región particular, el inmenso peso del nuevo sedimento puede provocar que la corteza subyacente se hunda. De manera similar, cuando se erosionan grandes cantidades de material fuera de una región, el terreno puede elevarse para compensar. Por lo tanto, a medida que una cadena montañosa se erosiona, la cadena (reducida) rebota hacia arriba (hasta cierto punto) para erosionarse aún más. Algunos de los estratos rocosos ahora visibles en la superficie del suelo pueden haber pasado gran parte de su historia a grandes profundidades debajo de la superficie enterrados bajo otros estratos, para eventualmente quedar expuestos a medida que esos otros estratos se erosionaban y las capas inferiores rebotaban hacia arriba. ^[18]

Se puede hacer una analogía con un iceberg , que siempre flota con una determinada proporción de su masa debajo de la superficie del agua. Si la nieve cae hasta la cima del iceberg, éste se hundirá más en el agua. Si una capa de hielo se derrite de la parte superior del iceberg, el iceberg restante se elevará. De manera similar, la litosfera de la Tierra "flota" en la astenosfera. ^{[8] [19]}

Colisiones continentales

Cuando los continentes chocan, la corteza continental puede espesarse en sus bordes durante la colisión. También es muy común que una de las placas quede empujada debajo de la otra placa. El resultado es que la corteza en la zona de colisión alcanza hasta 80 kilómetros (50 millas) de espesor, ^[20] frente a los 40 kilómetros (25 millas) de la corteza continental promedio. ^[21] Como se señaló anteriormente, la hipótesis de Airy predice que las raíces de las montañas resultantes serán aproximadamente cinco veces más profundas que la altura de las montañas, o 32 km frente a 8 km. En otras palabras, la mayor parte de la corteza engrosada se mueve hacia abajo en lugar de hacia arriba, del mismo modo que la mayor parte de un iceberg se encuentra debajo de la superficie del agua.

Sin embargo, los márgenes de las placas convergentes son tectónicamente muy activos y sus características superficiales están parcialmente sustentadas por tensiones horizontales dinámicas, de modo que no están en equilibrio isostático completo. Estas regiones muestran las anomalías isostáticas más altas en la superficie de la Tierra. ^[22]

Dorsales en medio del océano

La hipótesis de Pratt explica las dorsales en medio del océano como regiones superpuestas de densidad inusualmente baja en el manto superior. ^[22] Esto refleja la expansión térmica debido a las temperaturas más altas presentes debajo de las crestas. ^[23]

Cuenca y gama

En la provincia de Cuenca y Cordillera del oeste de América del Norte, la anomalía isostática es pequeña excepto cerca de la costa del Pacífico, lo que indica que la región generalmente está cerca del equilibrio isostático. Sin embargo, la profundidad hasta la base de la corteza no se correlaciona fuertemente con la altura del terreno. Esto proporciona evidencia (a través de la hipótesis de Pratt) de que el manto superior en esta región no es homogéneo, con importantes variaciones laterales de densidad. ^[22]

Capa de hielo

La formación de capas de hielo puede provocar que la superficie de la Tierra se hunda. Por el contrario, el rebote isostático posglacial se observa en áreas que alguna vez estuvieron cubiertas por capas de hielo que ahora se han derretido, como alrededor del Mar Báltico ^[24] y la Bahía de Hudson . ^[25] A medida que el hielo se retira, la carga sobre la litosfera y la astenosfera se reduce y rebotan hacia sus niveles de equilibrio. De esta manera, es posible encontrar antiguos acantilados marinos y plataformas asociadas cortadas por olas a cientos de metros sobre el nivel del mar actual . Los movimientos de rebote son tan lentos que el levantamiento provocado por el final del último período glacial aún continúa. ^[18]

Además del movimiento vertical de la tierra y el mar, el ajuste isostático de la Tierra también implica movimientos horizontales. ^[26] Puede causar cambios en el campo gravitacional de la Tierra ^[27] y en la velocidad de rotación , desplazamiento polar , ^[28] y terremotos . ^[29]

Límite litosfera-astenosfera

La hipótesis de la isostasia se utiliza a menudo para determinar la posición del límite entre la litosfera y la astenosfera (LAB). ^[30]

Ver también

• Principio de Arquímedes  : principio de flotabilidad en dinámica de fluidos
• William Bowie (ingeniero)  - ingeniero geodésico estadounidense
• Lau, Gotland  – Distrito de la isla de Gotland, Suecia
• Terraza marina  : accidente geográfico costero emergente
• Anomalía de gravedad  : diferencia entre la aceleración gravitacional ideal y la observada en un lugar
• Cronología del desarrollo de la tectonofísica (antes de 1954)

Referencias

1. 33.Spasojevic, S. y Gurnis, M., 2012, Nivel del mar y movimiento vertical de continentes a partir de modelos dinámicos de la Tierra desde el Cretácico Superior: Boletín de la Asociación Estadounidense de Geólogos del Petróleo, v. 96, no. 11, pág. 2037–2064.
2. 13. Foulger, GR, Pritchard, MJ, Julian, BR, Evans, JR, Allen, RM, Nolet, G., Morgan, WJ, Bergsson, BH, Erlendsson, P., Jakobsdottir, S., Ragnarsson, S. , Stefansson, R., Vogfjord, K., 2000. La anomalía sísmica debajo de Islandia se extiende hasta la zona de transición del manto y no más profundamente. Geofís. J. Int. 142, F1–F5.
3. Watts, AB (2001). Isostasia y flexión de la litosfera . Prensa de la Universidad de Cambridge. ISBN 0521622727.
4. Dutton, Clarence (1882). "Física de la corteza terrestre; discusión". Revista Estadounidense de Ciencias . 3. 23 (abril): 283–290. Código Bib : 1882AmJS...23..283D. doi :10.2475/ajs.s3-23.136.283. S2CID  128904689.
5. Orme, Antony (2007). "Clarence Edward Dutton (1841-1912): soldado, erudito y esteta". Sociedad Geológica, Londres, Publicaciones especiales . 287 (1): 271–286. Código Bib : 2007GSLSP.287..271O. doi :10.1144/SP287.21. S2CID  128576633.
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14. Kearey, Klepeis y Vine 2009, pág. 45.
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Otras lecturas

• Lisitzin, Eugenia (1974). Cambios en el nivel del mar. Ámsterdam: Pub científico Elsevier. ISBN del condado 9780080870441. Consultado el 23 de marzo de 2022 .

enlaces externos

• Oldham, Richard Dixon (1922). "Isostasia"  . Encyclopædia Britannica (12ª ed.).