Isostacia

ISOSTASIA

La isostasia es la condición de equilibrio que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus partes. Se resuelve en movimientos verticales (epirogénicos) y está fundamentada en el principio de Arquímedes. Fue enunciada como principio a finales del siglo XIX.

El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico o el deshielo de una capa de hielo. La isostasia es fundamental para el relieve de la Tierra. Los continentes son menos densos que el manto, y también que la corteza oceánica. Cuando la corteza continental se pliega acumula gran cantidad de materiales en una región concreta. Terminado el ascenso, comienza la erosión. Los materiales se depositan, a la larga, fuera de la cadena montañosa, con lo que ésta pierde peso y volumen. Las raíces ascienden para compensar esta pérdida dejando en superficie los materiales que han estado sometidos a un mayor proceso metamórfico.

MODELOS ISOSTÁTICO

Hipótesis de Airy y de Pratt. Los números indican la densidad media de cada columna de la corteza y del manto terrestre, en kg/m3

En 1735, en una expedición científica en Perú, Pierre Bouguer observó que la deflexión de la vertical era menor a la esperada basándose en la topografía visible de los Andes. El mismo fenómeno fue observado en un relevamiento en la India a cargo de George Everest. A partir de estas observaciones surge la idea de que cierta compensación, con un contraste negativo de densidad, debe existir debajo de la topografía. Esto condujo al concepto de isostasia, que asume equilibrio de cada columna de la Tierra hasta cierto nivel de compensación. La condición de equilibrio isostático se plantea como:

Dónde:

= es la profundidad de compensación

= la altura de la topografía

= la densidad.

Esta expresión expresa que existe un nivel de compensación T0 por encima del cual el peso de todas las columnas imaginarias de corteza y manto es constante. Esta condición se cumple aproximadamente en la tierra para valores de T0 de pocos cientos de kilómetros. Si el peso de dos columnas fuera distinto, el manto (que es fluido en escalas de tiempo geológicas) se desplazaría hasta equilibrarlos, alcanzando un equilibrio isostático.

Dado que las densidades del interior terrestre no son conocidas, fueron desarrollados de manera casi simultánea dos modelos. Henry Pratt propuso una profundidad de compensación constante , como consecuencia, las variaciones de la topografía están asociadas a cambios laterales en la densidad. Por otra parte, George Airy asumió una densidad constante, lo cual implica una profundidad de compensación variable.

Actualmente existen tres modelos isostáticos:

MODELO DE PRATT-HAYFORD

El modelo de Pratt fue desarrollado para propósitos geodésicos por Hayford. El modelo asume una profundidad de compensación consante. La densidad en ausencia de topografía sería . La condición de equilibrio isostásico para una dada columna i será:

En los continentes:

En los océanos:

Dónde:

= es la densidad del agua de mar:

MODELO DE AIRY-HEISKANEN

El modelo de Airy fue desarrollado para aplicaciones geodésicas por Heiskanen. El modelo Airy-Heiskanen es similar al de un iceberg flotando. En lugar de hielo tenemos material cortical de densidad y en lugar de agua de mayor densidad tenemos material del manto de densidad . Si existe una elevación (como una montaña) sobre la superficie, debe existir una correspondiente raíz que se introduce dentro del manto. Como el material cortical es de menor densidad que el material del manto, existirá una fuerza de empuje que equilibre la fuerza de atracción gravitatoria de las montañas. Un mecanismo similar tiene lugar por debajo de los océanos.

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