Isostasia

isostosy (grego íss ' igual ', Stásis ' STÁSTRATION ') ou Equilíbrio isostático é o estado de equilíbrio gravitacional entre A crosta da Terra (ou litosfera) e o manto de modo que a crosta de crosta " em uma elevação que depende de sua espessura e densidade. Esse conceito é invocado para explicar como diferentes alturas topográficas podem existir na superfície da Terra. Embora originalmente definido em termos de crosta continental e manto, ela foi posteriormente interpretada em termos de litosfera e astenosfera, particularmente em relação aos vulcões das ilhas oceânicas, como as ilhas havaianas.

Embora a Terra seja um sistema dinâmico que responda a cargas de muitas maneiras diferentes, a isostasia descreve o importante caso limitante em que a crosta e o manto estão em equilíbrio estático. Certas áreas (como o Himalaia e outras margens convergentes) não estão em equilíbrio isostático e não são bem descritas por modelos isostáticos.

O termo geral isostasia foi cunhado em 1882 pelo geólogo americano Clarence Dutton.

Nos séculos XVII e XVIII, os geodesistas franceses (por exemplo, Jean Picard) tentaram determinar a forma da Terra (a geóide) medindo o comprimento de um grau de latitude em diferentes latitudes (medição do ARC). Uma festa que trabalhava no Equador sabia que suas linhas de prumo, usadas para determinar a direção vertical, seriam desviadas pela atração gravitacional das montanhas vizinhas Andes. No entanto, a deflexão foi menor do que o esperado, o que foi atribuído às montanhas com raízes de baixa densidade que compensavam a massa das montanhas. Em outras palavras, as raízes das montanhas de baixa densidade forneceram a flutuabilidade para apoiar o peso das montanhas acima do terreno circundante. Observações semelhantes no século XIX pelos pesquisadores britânicos na Índia mostraram que esse era um fenômeno generalizado em áreas montanhosas. Mais tarde, verificou -se que a diferença entre o campo gravitacional local medido e o que era esperado para a altitude e o terreno local (a anomalia do bouguer) é positivo sobre as bacias do oceano e negativo em áreas continentais com alto teor. Isso mostra que a baixa elevação das bacias oceânicas e a alta elevação dos continentes também são compensadas em profundidade.

O geólogo americano Clarence Dutton usa a palavra ' isostosia ' em 1889, para descrever esse fenômeno geral. No entanto, duas hipóteses para explicar o fenômeno já haviam sido propostas, em 1855, uma de George Airy e a outra por John Henry Pratt. A hipótese arejada foi mais tarde refinada pelo geodesista finlandês Veikko Aleksanteri Heiskanen e pela hipótese de Pratt pelo geodesista americano John Fillmore Hayford.

As hipóteses Airy-Heiskanen e Pratt-Hayford assumem que a isostacia reflete um equilíbrio hidrostático local. Uma terceira hipótese, a flexão litosférica, leva em consideração a rigidez da casca externa da Terra, a litosfera. A flexão litosférica foi invocada pela primeira vez no final do século XIX para explicar as costas elevadas na Escandinávia após o derretimento das geleiras continentais no final da última glaciação. Da mesma forma, foi usado pelo geólogo americano G. K. Gilbert para explicar as margens elevadas do lago Bonneville. O conceito foi desenvolvido na década de 1950 pelo geodesista holandês Vening Meinesz.

Três principais modelos de isostasia são usados:

1. O modelo Airy-Heiskanen – onde diferentes alturas topográficas são acomodadas por mudanças na espessura da crosta, em que a crosta tem uma densidade constante
2. O modelo Pratt–Hayford – onde diferentes alturas topográficas são acomodadas por mudanças laterais na densidade de rocha.
3. O Vening Meinesz, ou modelo de isostasia flexural – onde a litosfera atua como uma placa elástica e sua rigidez inerente distribui cargas topográficas locais sobre uma região ampla, dobrando-se.

isostasia arejada e pratt são declarações de flutuabilidade, mas a isostasia flexural é uma declaração de flutuabilidade ao desviar uma folha de força elástica finita. Em outras palavras, os modelos arejados e Pratt são puramente hidrostáticos, não levando em consideração a força do material, enquanto a isostação flexural leva em consideração forças elásticas da deformação da crosta rígida. Essas forças elásticas podem transmitir forças flutuantes em uma grande região de deformação para uma carga mais concentrada.

O equilíbrio isostático perfeito é possível apenas se o material do manto estiver em repouso. No entanto, a convecção térmica está presente no manto. Isso introduz forças viscosas que não são explicadas pela teoria estática da isostação. A anomalia isostática ou IA é definida como a anomalia de Bouger menos a anomalia da gravidade devido à compensação do subsolo e é uma medida da saída local do equilíbrio isostático. No centro de um platô de nível, é aproximadamente igual à anomalia do ar livre. Modelos como isostasia dinâmica profunda (DDI) incluem essas forças viscosas e são aplicáveis a um manto dinâmico e litosfera. Medições da taxa de recuperação isostática (o retorno ao equilíbrio isostático após uma mudança na carga de crosta) fornece informações sobre a viscosidade do manto superior.

A base do modelo é a lei de Pascal, e particularmente sua conseqüência de que, dentro de um fluido em equilíbrio estático, a pressão hidrostática é a mesma em todos os pontos da mesma elevação (superfície da compensação hidrostática):

h 1 ⋅ρ 1 = H 2 ⋅ρ 2 = H _{3 ⋅ρ 3 = ... H n ⋅ρ N}

Para a imagem simplificada mostrada, a profundidade das raízes do cinturão da montanha (b ₁ ) é calculada da seguinte forma:

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

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

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

Onde? ${\displaystyle \rho _{m}}$ é a densidade do manto (ca. 3,300 kg m^-3) e $_{c}}$ é a densidade da crosta (ca. 2,750 kg m)^-3). Assim, geralmente:

b)₁ Gerenciamento de contash₁

No caso de topografia negativa (uma bacia marinha), o equilíbrio das colunas litosféricas fornece:

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

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

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

Onde? ${\displaystyle \rho _{m}}$ é a densidade do manto (ca. 3,300 kg m^-3), $_{c}}$ é a densidade da crosta (ca. 2,750 kg m)^-3) e ${\displaystyle \rho _{w}}$ é a densidade da água (ca. 1.000 kg m^-3). Assim, geralmente:

b)₂ Gerenciamento de contash₂

Para o modelo simplificado mostrado a nova densidade é dada por: ${\displaystyle \rho _{1}=\rho _{c) {c}{h_{1}+c}}}$, onde $Não. h_{1}}$ é a altura da montanha e c a espessura da crosta.

Essa hipótese foi sugerida para explicar como grandes cargas topográficas, como montanhas de marinheiros (por exemplo, ilhas havaianas) poderiam ser compensadas pela regional e não pelo deslocamento local da litosfera. Esta é a solução mais geral para a flexão litosférica, à medida que se aproxima dos modelos compensados localmente acima, à medida que a carga se torna muito maior que um comprimento de onda flexural ou a rigidez flexural da litosfera se aproxima de zero.

Por exemplo, o deslocamento vertical z de uma região de crosta oceânica seria descrito pela equação diferencial

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

Onde? ${\displaystyle \rho _{m}}$ e ${\displaystyle \rho _{w}}$ são as densidades da aestenosfera e da água oceânica, g é a aceleração devido à gravidade, e $(x)}$ é a carga na crosta oceânica. O parâmetro D é o rigidez de flexão, definido como

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

Onde? E é o modulus de Young, $- Sim.$ é a razão de Poisson, e $Não. T_{c}}$ é a espessura da litosfera. Soluções para esta equação têm um número de onda característico

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

À medida que a camada rígida se torna mais fraca, $- Sim.$ aproxima-se do infinito, e o comportamento aproxima-se do equilíbrio hidrostático puro da hipótese Airy-Heiskanen.

O profundidade de compensação (também conhecido como o nível de compensação, profundidade de compensaçãoou nível de compensação) é a profundidade abaixo da qual a pressão é idêntica em qualquer superfície horizontal. Em regiões estáveis, encontra-se na crosta profunda, mas em regiões ativas, pode estar abaixo da base da litosfera. No modelo Pratt, é a profundidade abaixo da qual toda a rocha tem a mesma densidade; acima dessa profundidade, a densidade é menor onde a elevação topográfica é maior.

Quando grandes quantidades de sedimentos são depositadas em uma região específica, o imenso peso do novo sedimento pode causar a crosta abaixo. Da mesma forma, quando grandes quantidades de material são corroídas de uma região, a terra pode subir para compensar. Portanto, à medida que a cordilheira é corroída, a faixa (reduzida) se recupera para cima (até certo ponto) a ser corroída ainda mais. Alguns dos estratos da rocha agora visíveis na superfície do solo podem ter gasto grande parte de sua história em grandes profundidades abaixo da superfície enterrada sob outros estratos, para ser exposto à medida que os outros estratos se corroiam e as camadas inferiores se recuperaram.

Uma analogia pode ser feita com um iceberg, que sempre flutua com uma certa proporção de sua massa abaixo da superfície da água. Se a neve cair no topo do iceberg, o iceberg afundará na água. Se uma camada de gelo derreter o topo do iceberg, o iceberg restante aumentará. Da mesma forma, a litosfera da Terra "floats"; na astenosfera.

Quando os continentes colidem, a crosta continental pode engrossar em suas bordas na colisão. Também é muito comum que uma das placas seja subterrânea sob a outra placa. O resultado é que a crosta na zona de colisão se torna até 80 quilômetros (50 mi) de espessura, contra 40 quilômetros (25 mi) para a crosta continental média. Como observado acima, a hipótese arejada prevê que as raízes da montanha resultantes serão cerca de cinco vezes mais profundas que a altura das montanhas, ou 32 km versus 8 km. Em outras palavras, a maioria dos movimentos espessados de crosta para baixo em vez de cima, assim como a maior parte de um iceberg está abaixo da superfície da água.

No entanto, as margens de placa convergentes são tectonicamente altamente ativas e suas características da superfície são parcialmente suportadas por tensões horizontais dinâmicas, para que não estejam em equilíbrio isostático completo. Essas regiões mostram as maiores anomalias isostáticas na superfície da Terra.

A formação de camadas de gelo pode causar a superfície da Terra. Por outro lado, a recuperação pós-glacial isostática é observada em áreas uma vez cobertas por camadas de gelo que agora derretem, como ao redor do Mar Báltico e da Baía de Hudson. À medida que os gelo se retiram, a carga na litosfera e na astenosfera é reduzida e eles se recuperam em direção aos níveis de equilíbrio. Dessa forma, é possível encontrar ex-penhascos do mar e plataformas de corte de ondas associadas a centenas de metros acima do nível atual do mar. Os movimentos de rebote são tão lentos que a elevação causada pelo final do último período glacial ainda continua.

Além do movimento vertical da terra e do mar, o ajuste isostático da Terra também envolve movimentos horizontais. Pode causar mudanças no campo gravitacional e na taxa de rotação da Terra, passeio polar e terremotos.

A hipótese da isostasia é frequentemente usada para determinar a posição do limite da litosfera-atenfera (laboratório).

• Princípio de Arquimedes – Princípio de flutuabilidade em dinâmica de fluidos
• William Bowie (engenharia) – engenheiro geodésico americano
• Lau, Gotland – Distrito da ilha de Gotland, Suécia
• Terraço marinho – Forma de terra costeira emergente
• Anomalia da gravidade – Diferença entre aceleração gravitacional ideal e observada em um local
• Linha do tempo do desenvolvimento da tetenofísica (antes de 1954)

• Lisitzin, Eugenie (1974). Mudanças ao nível do mar. Amsterdam: Elsevier Scientific Pub. Co. ISBN 9780080870441. Retrieved 23 de Março 2022.

• Oldham, Richard Dixon (1922). "Isostasy" . Enciclopédia Britannica (12ed.).