Isostasia

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.

O termo isostasia, que foi enunciado como principio a finais dos anos vinte, concretamente no ano 1889 por Dutton, define a condición de equilibrio entre as distintas masas rochosas da superficie da Terra debido á diferenza de densidade existente entre as partes da mesma.

Proceso[editar | editar a fonte]

En diversos estudios demostrouse que a codia é menos densa nas montañas que baixo as chairas, e baixo as chairas menos que nos océanos. Isto produce que os bloques máis pesados afúndanse e os bloques menos pesados emerxan cara arriba. Existe un límite no cal as presións exercidas se igualan, este denomínase como superficie de compensación isostática.

Pero as veces, este equilibrio pode romperse nalgún lugar:

  1. Ó formarse unha cordilleira.
  2. Se unha fonte erosiva alixeira un bloque montañoso, acumulándose os materiais sobre outro bloque, suboceánico, por aporte e sedimentación.
  3. Se un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recobre un bloque.

Atribucións da isostasia[editar | editar a fonte]

Controla tanto os movementos epiroxénicos na vertical e os ciclos de erosión-sedimentación na dinámica fluvial, ó posibilitar a variación do nivel de base nos ríos.

Modelos isostáticos[editar | editar a fonte]

Hipóteses de Airy (1) e de Pratt (2)

En 1735, nunha expedición científica en Perú, Pierre Bouguer observou que a deflexión da vertical era menor á esperada baseándose na topografía visible dos Andes. O mesmo fenómeno foi observado nunha exploración na India a cargo de George Everest. A partir destas observacións sae a idea de que certa compensación, cun contraste negativo de densidade, debe existir debaixo da topografía. Isto conduciu ao concepto de isostasia, que asume un equilibrio de cada columna da Terra até certo nivel. A condición de equilibrio isostático formúlase como:

\int_{-T}^{H} \rho dz.

onde T é a profundidade de compensación, H a altura da topografía e \rho a densidade.

Dado que as densidades do interior terrestre non son coñecidas, foron desenvoltos de maneira case simultánea dous modelos. Henry Pratt propuxo unha profundidade de compensación constante T_0, como consecuencia, as variacións da topografía están asociadas a cambios laterais na densidade. Por outra parte, George Airy asumiu unha densidade constante, o cal implica unha profundidade de compensación variable.

Actualmente existen tres modelos isostáticos:

Modelo de Pratt-Hayford[editar | editar a fonte]

O modelo de Pratt foi desenvolto para propósitos xeodésicos por Hayford. O modelo asume unha profundidade de compensación T_0 constante. A densidade en ausencia de topografía sería \rho_0. A condición de equilibrio isostásico para unha columna i será:

Nos continentes:

\rho_i(T_0+H_i)=\rho_0 T_0

Nos océanos:

\rho_i(T_0-d_i)+\rho_w d_i=\rho_0 T_0

onde \rho_w é a densidade da auga do mar: \rho_w=1030 kg/m^3

Modelo de Airy-Heiskanen[editar | editar a fonte]

O modelo de Airy foi desenvolto para aplicacións xeodésicas por Heiskanen. O modelo Airy-Heiskanen é similar ao dun iceberg flotando. En lugar de xeo temos material cortical de densidade \rho_c e en lugar de auga de maior densidade temos material do manto de densidade \rho_m. Se existe unha elevación (como unha montaña) sobre a superficie, debe existir unha correspondente raíz que se introduce dentro do manto. Como o material cortical é de menor densidade que o material do manto, existirá unha forza de empuxe que equilibre a forza de atracción gravitatoria das montañas. Un mecanismo similar ten lugar por debaixo dos océanos. Como a auga de mar ten menor densidade inducirá unha raíz negativa, é dicir, unha codia máis fina por debaixo dos océanos.

Nos continentes:

(\rho_m-\rho_c)t_i= \rho_c H_i

Nos océanos:

(\rho_m-\rho_c)t_i=(\rho_c-\rho_w)d_i

Modelo de Vening Meinesz[editar | editar a fonte]

Máis coñecido como modelo de isostasia rexional ou flexión litosférica, este modelo foi proposto na década de 1950 a partir de estudos que Vening Meinesz realiza nos Himalaias que mostraban unha raíz cortical menor do que dicía a teoría de Airy.

Segundo este modelo, a litosfera actúa como unha placa elástica e a súa rixidez inherente distribúe as cargas topográficas sobre unha rexión, en lugar de facelo por columnas.