Isostasia

La isostasia (del grec ísos, 'igual', stásis, 'paralisació') és la condició d'equilibri gravitacional a la que tendix la zona externa de la geosfera (la corfa i el mant contigu) de manera que es presenten diferències d'altitut, com les que distinguixen oceans de continents, que compensen les diferències de densitat en les distintes àrees. Es resol en moviments verticals (epirogénicos) i està fonamentada en el principi de Arquímedes. Va ser enunciada com a principi a finals de el XIX.

L'equilibri isostático pot trencar-se per eixemple per un moviment tectónico o la fusió d'un conya glaciar. La isostasia és fonamental per al relleu de la Terra. Els continents són menys densos que el mant, i també que la corfa oceànica. Quan la corfa continental es plega acumula gran cantitat de materials en una regió concreta. Terminat l'ascens, comença l'erosió. Els materials es depositen, a la llarga, fòra de la cadena montanyosa, en lo que esta pert pes i volum. Les raïls ascendixen per a compensar esta pèrdua deixant en superfície els materials que han estat somesos a un major procés metamòrfic.

El terme general «isostasia» va ser falcat en l'any 1889 pel geólogo nortamericà Clarence Edward Dutton (1841-1912).

Models isostáticos

Hipòtesis de Airy (1) i de Pratt (2). Els números indiquen la densitat mija de cada columna de la corfa i del mant terrestre, en g/cm³

En 1735, en una expedició científica en Perú, Pierre Bouguer va observar que la deflexión de la vertical era menor a l'esperada basant-se en la topografia visible dels Vages. El mateix fenomen va ser observat en un alçament topogràfic en l'Índia a càrrec de George Everest. D'estes observacions va sorgir l'idea de que certa compensació, en un contrast negatiu de densitat, deu existir baix de la topografia visible. Açò va conduir al concepte d'isostasia, que assumix equilibri de cada columna de la Terra fins a cert nivell de compensació. La condició d'equilibri isostático es planteja com:

$\underset{-T_0}{\overset{H}{\int }}\rho dz=Cte.$

A on $T_0$ és la profunditat de compensació, $H$ l'altura de la topografia i $\rho$ la densitat. Esta expressió establix que existix un nivell de compensació T₀ per damunt del com el pes de totes les columnes imaginàries de corfa i mant és constant. Esta condició es complix aproximadament en la terra per a valors de T₀ de pocs centenars de quilómetros. Si el pes de dos columnes fora distint, el mant (que és fluït en escales de temps geològiques) es desplaçaria fins a equilibrar-los, alcançant un equilibri isostático.

Ya que les densitat de l'interior terrestre no són conegudes, varen ser desenrollats de manera casi simultànea dos models. Henry Pratt va propondre una profunditat de compensació constant $T_0$, com a conseqüència, les variacions de la topografia estan associades a canvis laterals en la densitat. Per una atra part, George Airy va assumir una densitat constant, la qual cosa implica una profunditat de compensació variable.

Actualment existixen tres models isostáticos:

Model de Pratt-Hayford

El model de Pratt va ser desenrollat per a propòsits geodèsics per Hayford. El model assumix una profunditat de compensació $T_0$ constant. La densitat en absència de topografia seria ${\rho }_0$. La condició d'equilibri isostásico per a una donada columna i serà:

• en els continents:

${\rho }_i(T_0+H_i)={\rho }_0{T}_0$

• i en els oceans:

${\rho }_i(T_0-d_i)+{\rho }_w{d}_i={\rho }_0{T}_0$

A on ${\rho }_w$ és la densitat de l'aigua de mar: ${\rho }_w=1030kg/m^3$

Model de Airy-Heiskanen

La isostasia de Airy, en la que una corfa de densitat constant flota sobre un mant de major densitat, i la topografia està determinada per la gruixa de la corfa.

El model de Airy va ser desenrollat per a aplicacions geodèsiques per Heiskanen. El model Airy-Heiskanen és similar al d'un iceberg surant. En lloc de gèl tenim material cortical de densitat ${\rho }_c$ i en lloc d'aigua de major densitat tenim material del mant de densitat ${\rho }_m$. Si existix una elevació (com una montanya) sobre la superfície, deu existir una corresponent raïl que s'introduïx dins del mant. Com el material cortical és de menor densitat que el material del mant, existirà una força d'espente que equilibre la força d'atracció gravitatoria de les montanyes. Un mecanisme similar té lloc per baix dels oceans. Com l'aigua de mar té menor densitat induirà una raïl negativa, és dir, una corfa més fina per baix dels oceans.

• en els continents:

$({\rho }_m-{\rho }_c)t_i={\rho }_c{H}_i$

• i en els oceans:

$({\rho }_m-{\rho }_c)t_i=({\rho }_c-{\rho }_w)d_i$

Model de Vening Meinesz

Esquema que mostra els moviments verticals isostáticos de la litosfera (grisa) en resposta a una càrrega vertical (en vert)

Més conegut com a model d'isostasia regional o flexión litosférica, este model va ser propost en la década de 1950 a partir d'estudis que Vening Meinesz realisa en els Himalayas que mostraven una raïl cortical menor de lo que predia la teoria de Airy. Segons este model, la litosfera actua com una placa elàstica i la seua rigidea inherent distribuïx les càrregues topogràfiques sobre una regió, en lloc de fer-ho per columnes.

Isostasia local vs. isostasia regional

Des de que es va estendre el concepte d'isostasia, l'idea predominant era que l'equilibri isostático s'alcançava localment, en cada columna de la corfa terrestre, com si la flotabilitat en cada punt de la corfa fora independent de les columnes contigües. És dir, com si els moviments necessaris per a reajustar l'equilibri isostático foren independents entre dos punts qualssevol i no es transmeteren lateralment. Encara que en la década de 1880 Grove Karl Gilbert va propondre un comportament rígit de la corfa en resposta a la desaparició del llac Bonneville, la força i simplicitat del model isostático local era tal que va perdurar fins als treballs de Felix Andries Vening Meinesz en la década de 1950, quan la tectónica de plaques va començar a ser adoptada majoritàriament. Vening Meinesz va mostrar que la corfa oceànica està flexionada o doblada baix el pes de volcans marins de forma similar a una placa prima, transmetent l'afonament pel seu pes més allà del propi edifici volcànic.

Encara que el model isostático local seguix sent utilisat com a primera aproximació al càlcul de moviments isostáticos en resposta a deglaciaciones, vulcanisme o orogénesis, és ara comunament acceptat que la capa externa de la terra té certa rigidea i que es comporta com una placa prima, elàstica en primera aproximació. A este procés se li crida isostasia regional o flexión litosférica. El comportament flexural de la litosfera depén fonamentalment del gruixa elàstica de la litosfera.