Isostatisk teori: Historie, modeller og dybjordiske beviser

Isostatisk teori er en af ​​de grundlæggende søjler i forståelsen af, hvordan vores planet opretholder balancen mellem sine relief- og overfladeformer. Dette princip, som kan virke abstrakt ved første øjekast, har en direkte forbindelse med sådanne daglige processer i geologien som hævningen af ​​store bjergkæder, synkningen af ​​havbassiner eller genkomsten af ​​landmasser efter smeltning af gletsjere. I dag er isostasi et grundlæggende værktøj for geologer, geofysikere og jordforskere, da det giver en sammenhængende forklaring på planetens indre arkitektur og udviklingen af ​​dens landskaber.

I denne artikel vil vi grundigt opklare hele historien bag isostatisk teori, dens forskellige modeller over tid, og frem for alt de terrestriske beviser, der har bevist og fortsat validerer denne fascinerende ligevægt. Vi vil behandle alt dette på en rejse, der navigerer fra de første videnskabelige observationer, der udfordrede konceptet om en stiv og uforanderlig Jord, til moderne udviklinger, der integrerer isostasi i planetens globale dynamik, illustreret med konkrete eksempler i bjerge, gletsjere og sedimentære bassiner, blandt mange andre scenarier.

Historisk oprindelse af isostatisk teori

For fuldt ud at forstå isostatisk teori er det nyttigt at gå tilbage til de første empiriske observationer, der førte til fødslen af ​​dette princip. Begrebet isostasi opstod som reaktion på gravimetriske anomalier observeret under topografiske undersøgelser og geodætiske målinger i det 18. og 19. århundrede, især i områder med højt bjergrelief.

De første anomalier i vertikalitet: Bouguer og Everest

En 1735, Pierre BouguerUnder en videnskabelig ekspedition i Peru opdagede han, at afvigelsen fra lodret, målt ved hjælp af tyngdekraften, var meget mindre end anslået baseret på Andesbjergenes enorme volumen. Logisk set burde tyngdekraften, når man beregner massen af ​​det synlige relief, være meget større, men instrumenterne viste en betydeligt lavere værdi.

Et århundrede senere gentog George Everest observationerne i Indien og kom til den samme konklusion: bjergene udøvede ikke så meget tyngdekraft som forventet, hvis man kun tog deres overflademasse i betragtning. Disse resultater fremskyndede behovet for en geofysisk forklaring på dette tilsyneladende masse"underskud" og førte til udviklingen af ​​ideen om, at en form for underjordisk kompensation måtte være på spil.

Konceptuel udvikling og første teorier

Den enkleste fortolkning var, at der under bjergene måtte være et densitetsunderskud eller en rod af mindre tætte materialer for at kompensere for den overskydende overflademasse. Således, Ideen om isostatisk ligevægt tog form: Jordskorpen flyder på en måde på en tættere og mere plastisk kappe og kompenserer dermed for masseforskelle ved overfladen gennem interne justeringer.

Dette princip, omend simpelt i sin tilgang, repræsenterede et radikalt skift i den måde, vi forstår Jordens dynamik på. Det gik fra at opfatte jordskorpen som en stiv "skal" aflejret på en lige så stiv kerne til et dynamisk, afbalanceret system, der er i stand til at tilpasse sig ændringer i belastning, erosion, sedimentophobning eller orogene processer.

Historisk udvikling af isostatisk teori

Isostasiens historie er fyldt med debat og successive forbedringer. Siden anden halvdel af det 19. århundrede har forskellige modeller forsøgt at forklare, hvordan denne balance mellem skorpen og kappen opretholdes.

Pratts model (1855)

John Henry Pratt foreslog, at ligevægt blev opretholdt, fordi overfladetopografiske variationer, såsom bjerge eller oceaner, skyldtes ændringer i densiteten af ​​de underliggende materialer med en konstant kompenserende dybde. Det vil sige, at der under bjergene ville være klipper med lavere tæthed end dem under havene eller flade områder, hvilket tillader, at vægten af ​​enhver lodret "søjle" fra overfladen til en bestemt dybde ville være den samme overalt på Jorden.

Ligevægtsformlen, forenklet, er som følger:

ρ_i(T₀ + H_i) = ρ₀T₀

hvor ρ_i er densiteten af ​​hver kolonne, H_i topografiens højde og T₀ kompensationsdybden. Tætheden er lavere under bjerge og højere under havene.

Luftig model (1855)

Praktisk talt parallelt, George Airy foreslog et alternativ: tætheden er konstant i hele skorpen, men det, der varierer, er dybden af ​​skorpens "rod" under bjerge og oceaner.

Han forestillede sig bjerge som "isbjerge" af skorpe, der flød på kappen, så jo højere bjerget var, desto dybere måtte dets rod være. Således ville bjerge, flade områder og havbassiner alle flyde i ligevægt, men med varierende tykkelse.

(ρ_m – ρ_c) t_i = ρ_cH_i

hvor ρ_m er kappens densitet, ρ_c den af ​​barken, t_i roden dybde og H_i bjergets højde.

Denne analogi er især forståelig, når man tænker på et isbjerg, der flyder i havet: kun en lille del stikker op over overfladen, mens størstedelen "flyder" under vandet. I tilfælde af bjerge trænger skorpens rod ind i kappen og muliggør isostatisk ligevægt.

Lithosfærisk bøjningsmodel: regional isostasi

Scenariet blev mere kompliceret i midten af ​​det 20. århundrede, da Felix Andries Vening Meinesz demonstrerede, at jordskorpen ikke altid reagerer lokalt og uafhængigt i hver søjle, men snarere at der er en vis stivhed, der overfører belastninger over betydelige afstande. Denne idé krystalliserede sig i konceptet om regional isostasi eller litosfærisk bøjning.

Ifølge denne model opfører skorpen og litosfæren sig elastisk og kan bøje sig som reaktion på belastninger som bjerge, store vulkaner eller iskapper. Dette forklarer for eksempel, hvorfor indsynkning forårsaget af en havvulkan ikke er begrænset til området lige nedenunder, men er fordelt over et bredt område omkring vulkanen.

Litosfærens elastiske tykkelse og dens bøjningsevne er nu nøgleparametre til beregning af regionale isostatiske bevægelser. Dette er for eksempel tilfældet med bøjningen af ​​den oceaniske litosfære under bjergkæder på Hawaii eller under Himalayas masse.

Gennemgang og sameksistens af modeller

I mange år troede man, at isostatisk ligevægt udelukkende opnåedes lokalt, som i Pratt- og Airy-modellerne. Realiteten er dog, at begge modeller i dag sameksisterer som nyttige tilnærmelser afhængigt af det undersøgte problem.

For kortskalede processer med hurtig respons, såsom post-glacial genopretning efter smeltning eller hævning af unge bjergkæder, repræsenterer lokale modeller Jordens adfærd godt. Ved længerevarende belastningsfænomener eller store strukturer er regional isostasi og litosfærisk bøjning imidlertid afgørende for at opnå resultater, der er i overensstemmelse med observationerne.

Fysiske og matematiske grundlag for isostasi

Isostatisk teori er baseret på meget solide fysiske principper, der muliggør matematisk modellering af litosfærens gravitationelle ligevægt på kappen. Lad os gennemgå de grundlæggende begreber, du bør kende.

Archimedes' princip anvendt på Jorden

Ligesom et isbjerg flyder i vandet ved at finde balancen mellem sin vægt og den opdrift, der udøves af det fortrængte vand, Jordskorpen flyder oven på kappen, fordi vægten af ​​​​skorpens og kappens søjle over en bestemt dybde (kompensationsniveau) er konstant på ethvert punkt.

Hvis en søjle skulle have overskydende vægt, ville kappens plastiske materiale flyde mod områder, hvor det manglede, indtil ligevægt var nået.

Isostatiske ligevægtsligninger

Den grundlæggende betingelse er, at vægten af ​​enhver lodret søjle fra overfladen til en bestemt dybde T₀ være konstant, uanset topografi, tæthed eller relief.

Matematisk udtrykkes det som:

∫_-T0^H ρ dz = konstant

hvor H er topografiens højde og ρ er densiteten i hver dybde.

Afhængigt af den valgte model kan disse udtryk forenkles, og specifikke formler kan opnås for kontinentale eller oceaniske zoner, hvorved tæthedsværdierne for skorpen, mantelen og havvandet justeres.

Implikationer af litosfærisk stivhed

Litosfærens elastiske tykkelse bestemmer dens evne til at bøje og omfordele belastninger regionalt. Denne parameter er afgørende for at beregne, i hvilket omfang en last, såsom et bjerg, ikke kun forårsager indsynkning direkte under den, men også bøjning og lateral forskydning af skorpen over afstande på hundredvis af kilometer.

Isostasi, pladetektonik og moderne geodynamik

Isostasi kan ikke løses uden at tage hensyn til den nuværende ramme for pladetektonik og Jordens globale dynamik. Pladeteorien, der har været bredt accepteret siden midten af ​​det 20. århundrede, har integreret isostasi som en af ​​de vigtigste processer, der regulerer interaktionen mellem litosfæren og mantelen.

Pladetektonik: resumé og forhold til isostasi

Jordens litosfære er ikke et enkelt, sammenhængende lag, men er opdelt i store, stive plader, der bevæger sig langsomt hen over den øvre kappe, kendt som astenosfæren. Disse bevægelser er forårsaget af konvektionsstrømme i kappen og planetens indre dynamik.

Plader kan bevæge sig fra hinanden (divergente grænser), kollidere (konvergente grænser) eller glide sidelæns (transformere grænser). I alle disse processer griber isostasi ind som en mekanisme for massekompensation og vertikal balance.

For eksempel, efter at to plader støder sammen og danner en bjergkæde, skaber den "ekstra" jordskorperod, der synker ned under det nye bjerg, et overskud af masse, der langsomt justeres af mantelstrømningen, hvilket fører til vertikale overfladebevægelser. Tilsvarende kan genvindingen efter en iskappes forsvinden eller indsynkningen under et sedimentært bassin forklares med isostasi.

Isostasi i bjergbygning og bassinindsynkningsmodeller

En af de mest kendte effekter af isostasi er tektonisk ophøjning af bjergkæderNår to kontinentalblokke støder sammen, øges skorpens tykkelse, hvilket skaber en dyb rod under bjerget. Isostatisk ligevægt har en tendens til at "skubbe" strukturen opad, indtil massekompensation er opnået, i en proces, der kan tage millioner af år.

Omvendt kan sedimentære bassiner synke på grund af vægten af ​​akkumulerede sedimenter, hvilket fremtvinger isostatisk indsynkning, der muliggør akkumulering af mere materiale. På denne måde opretholdes skorpens ligevægt gennem kontinuerlige vertikale justeringer.

Forholdet mellem isostasi og istider

Et spektakulært tilfælde er isostatisk rebound efter istiderUnder den sidste istid var store områder af den nordlige halvkugle dækket af kilometervis af is. Ismassens enorme vægt sænkede skorpen under Skandinavien, Canada og andre regioner og forskubbede den plastiske kappe for at genvinde ligevægt.

Da gletsjerne forsvandt, lettede trykket, og skorpen begyndte at hæve sig igen. Faktisk, i områder som Skandinavien og Canada, Postglacial hævning fortsætter stadig i dag, med hastigheder på flere millimeter om åretDenne isostatiske respons giver os endda mulighed for at rekonstruere isdækkets historie og modellere viskositeten af ​​Jordens kappe.

Jordbaseret bevis for isostasi

Isostasi er rigeligt dokumenteret af talrige eksempler i naturen. Nedenfor dykker vi ned i nogle af de scenarier, hvor isostatisk teori manifesterer sig tydeligst.

Gravimetrisk udbøjning og tyngdekraftsanomalier

Det første bevis for isostasi kom fra tyngdekraftsmålinger over bjerge og sletter. Det var forventet, at bjerge ville generere positive tyngdekraftsanomalier, hvilket betyder større tyngdekraft på grund af deres masse, men det modsatte blev observeret: Mange bjerge viser et tyngdekraftsunderskud, hvilket tyder på tilstedeværelsen af ​​​​rødder med lav densitet under dem eller mindre tætte materialer, der kompenserer for den overskydende overflademasse.

Dette empiriske resultat førte til formuleringen af ​​de allerede analyserede Pratt- og Airy-modeller.

Seismiske observationer

Studiet af seismisk bølgeudbredelse har gjort det muligt at bestemme dybden af ​​jordskorpens rod under bjergkæder og variationen i jordskorpens tykkelse. For eksempel når skorpen under Himalaya en tykkelse på mere end 70 kilometer, mens den under havene kan være mindre end 10 kilometer tyk, hvilket stemmer overens med forudsigelserne fra Airy-modellen.

Seismiske bølgers hastighed ændrer sig brat i visse områder (Mohorovicic-diskontinuitet, Conrad-diskontinuitet), hvilket giver os mulighed for at identificere grænserne mellem skorpe, kappe og kerne, samt laterale variationer relateret til densitet og isostatisk ligevægt.

Post-glacial rebound og tektonisk hævning

Hævningen af ​​Skandinavien og Canada efter gletsjernes forsvinden er måske et af de klareste og mest dokumenterede eksempler på isostatisk justering. Kystlinjer, stigende havniveauer og satellitovervågning bekræfter, at skorpen fortsætter med at stige tusinder af år efter smeltningen, i takt med at massebalancen genoprettes.

Eksistensen af ​​sedimentære bassiner

Store sedimentære bassiner, såsom dem der findes i deltaer, kontinentalmarginer eller intrakratoniske bassiner, har en tendens til at synke under vægten af ​​aflejrede materialer. Denne proces, kendt som isostatisk indsynkning, tillader ophobning af tykke sedimenter og bestemmer den geologiske udvikling og dannelsen af ​​naturressourcer såsom olie.

Litosfærisk bøjning under store vulkaner og økæder

Gravimetriske og seismiske observationer har vist, at den oceaniske litosfære bøjer under vægten af ​​store marine vulkaner, såsom dem på Hawaii eller De Kanariske Øer. Regional bøjning forklarer udbredt indsynkning og dannelsen af ​​øbuer og tilstødende bassiner.