9.4: Isostasia

La teoría sostiene que el manto es capaz de convección por su plasticidad, y esta plasticidad también permite otro proceso muy importante de la Tierra conocido como isostasia. El significado literal de la palabra isostasia es “paralización igual”, pero la importancia detrás de ella es el principio de que la corteza terrestre flota en el manto, como una balsa flotando en el agua, en lugar de descansar sobre el manto como una balsa sentada en el suelo.

La relación entre la corteza y el manto se ilustra en la Figura\(\PageIndex{1}\) A la derecha se muestra un ejemplo de una relación no isostática entre una balsa y concreto sólido. Es posible cargar la balsa con mucha gente, y aún así no se hundirá en el concreto. A la izquierda, la relación es isostática entre dos balsas diferentes y una piscina llena de mantequilla de maní. Con una sola persona a bordo, la balsa flota alta en la mantequilla de maní, pero con tres personas, se hunde peligrosamente bajo. Estamos usando mantequilla de maní aquí, en lugar de agua, porque su viscosidad representa más estrechamente la relación entre la corteza y el manto. A pesar de que tiene aproximadamente la misma densidad que el agua, la mantequilla de maní es mucho más viscosa (rígida), y así aunque la balsa de tres personas se hundirá en la mantequilla de maní, lo hará con bastante lentitud.

Figura\(\PageIndex{1}\) Ilustración de una relación no isostática entre balsa y suelo sólido (derecha) y de relaciones isostáticas entre balsas y mantequilla de maní (izquierda).

La relación de la corteza terrestre con el manto es similar a la relación de las balsas con la mantequilla de maní. La balsa con una persona en ella flota cómodamente alto. Incluso con tres personas en ella la balsa es menos densa que la mantequilla de maní, por lo que flota, pero flota incómodamente baja para esas tres personas. La corteza, con una densidad promedio de alrededor de 2.6 gramos por centímetro cúbico (g/cm ³), es menos densa que el manto (densidad promedio de aproximadamente 3.4 g/cm ³ cerca de la superficie, pero más que eso a profundidad), y así está flotando sobre el manto “plástico”. Cuando se agrega más peso a la corteza, a través del proceso de construcción de la montaña, lentamente se hunde más profundamente en el manto y el material del manto que estaba allí se deja a un lado (Figura\(\PageIndex{2}\), izquierda). Cuando ese peso es eliminado por la erosión a lo largo de decenas de millones de años, la corteza rebota y la roca del manto fluye hacia atrás (Figura\(\PageIndex{2}\), derecha).

Figura\(\PageIndex{2}\) Ilustración de la relación isostática entre la corteza y el manto. Después de un período de construcción montañosa, se ha agregado masa a una parte de la corteza, y la corteza engrosada se ha empujado hacia abajo hacia el manto (izquierda). A lo largo de las siguientes decenas de millones de años, la cadena montañosa se erosiona y la corteza rebota (derecha). Las flechas verdes representan un flujo lento del manto.

La corteza y el manto responden de manera similar a la glaciación y desglaciación como lo hacen al crecimiento y erosión de las cadenas montañosas. Gruesas acumulaciones de hielo glacial agregan peso a la corteza, y a medida que el manto debajo se aprieta hacia los lados, la corteza disminuye. Este proceso se ilustra para la actual capa de hielo en Groenlandia en la Figura\(\PageIndex{3}\) (a y b). La capa de hielo de Groenlandia en este lugar tiene más de 2,500 metros de espesor, y la corteza debajo de la parte más gruesa ha sido deprimida hasta el punto en que se encuentra bajo el nivel del mar sobre una amplia área. Cuando el hielo finalmente se derrite, la corteza y el manto rebotarán lentamente, pero el rebote completo probablemente tomará más de 10,000 años (Figura\(\PageIndex{3}\) c).

Figura\(\PageIndex{3}\) (a) Una sección transversal a través de la corteza en la parte norte de Groenlandia (El espesor del hielo se basa en datos de la NASA y el Centro de Teledetección de Mantas de Hielo, pero el grosor de la corteza es menor de lo que debería ser para fines ilustrativos). El espesor máximo del hielo es superior a 2,500 m. Las flechas rojas representan una presión descendente sobre el manto debido a la masa del hielo. b) Representación de la situación tras el derretimiento completo de la capa de hielo, proceso que podría ocurrir dentro de dos mil años si las personas y sus gobiernos continúan ignorando el cambio climático. El rebote isostático del manto no podría mantenerse al día con esta tasa de derretimiento, por lo que durante varios miles de años la parte central de Groenlandia permanecería cerca del nivel del mar, en algunas zonas incluso por debajo del nivel del mar.

Figura\(\PageIndex{3}\) c Representación de la corteza bajo una Groenlandia posglacial una vez alcanzado el equilibrio isostático. Es probable que el rebote completo del manto lleve más de 10 mil años.

¿Cómo puede el manto ser sólido y plástico?

Figura\(\PageIndex{4}\)

Quizás se estén preguntando cómo es posible que el manto de la Tierra sea lo suficientemente rígido como para romperse durante un terremoto, y sin embargo, convecta y fluye como un líquido muy viscoso. La explicación es que el manto se comporta como un fluido no newtoniano, lo que significa que responde de manera diferente a las tensiones dependiendo de la rapidez con la que se aplique el estrés. Un buen ejemplo de esto es el comportamiento del material conocido como Silly Putty, que puede rebotar y se romperá si lo tiras bruscamente, pero se deformará como un líquido si se aplica tensión lentamente. En esta foto, Silly Putty se colocó sobre un agujero en una mesa de vidrio, y en respuesta a la gravedad, fluyó lentamente hacia el agujero. El manto fluirá cuando se coloque bajo la tensión lenta pero constante de una capa de hielo en crecimiento (o derretimiento).

Figura\(\PageIndex{5}\) Las tasas actuales de elevación isostática post-glacial (tonos verde, azul y púrpura) y subsidencia (amarillo y naranja). Se está produciendo hundimiento donde el manto fluye lentamente de regreso hacia áreas que están experimentando elevación post-glacial.

Grandes partes de Canadá siguen rebotando como resultado de la pérdida de hielo glacial en los últimos 12 ka, y como se muestra en la Figura\(\PageIndex{5}\), otras partes del mundo también están experimentando rebote isostático. La tasa más alta de elevación se encuentra dentro de una gran área al oeste de la Bahía de Hudson, que es donde la capa de hielo Laurentide fue la más gruesa (más de 3,000 m). El hielo finalmente salió de esta región hace unos 8 mil años, y actualmente la corteza rebota a un ritmo de casi 2 centímetros al año. También se está produciendo un fuerte rebote isostático en el norte de Europa, donde la capa de hielo fennoescandiana era más gruesa, y en la parte oriental de la Antártida, que también experimentó importantes pérdidas de hielo durante el Holoceno.

También hay extensas áreas de hundimiento que rodean las antiguas Láminas de Hielo Laurentide y Fenno-Scandian. Durante la glaciación, la roca del manto fluyó lejos de las áreas debajo de las capas de hielo principales, y este material ahora fluye lentamente hacia atrás, como se ilustra en la Figura\(\PageIndex{3}\) b.

Ejercicio 9.4 Densidad de roca e isostasia

Las densidades (también conocidas como “gravedad específica”) de una serie de minerales comunes se dan en el Cuadro 9.1.

Cuadro 9.1 Densidades de minerales comunes.

Mineral	Densidad (gramos por centímetro cúbico, g/cm ^3)
Cuarzo	2.65
Feldespato	2.63
Amphibole	3.25
Piroxeno	3.4
Olivine	3.3

La siguiente tabla proporciona las proporciones aproximadas de estos minerales en la corteza continental (tipificada por el granito), la corteza oceánica (principalmente basalto) y el manto (principalmente la roca conocida como peridotita). Suponiendo que tiene 1,000 cm ³ de cada tipo de roca, estime las respectivas densidades de tipo roca. Para cada tipo de roca, necesitará multiplicar el volumen de los diferentes minerales en la roca por su densidad, y luego agregar esos números para obtener el peso total de 1,000 cm ³ de esa roca. La densidad es ese número dividido por 1,000. La corteza continental está hecha para ti.

Cuadro 9.2 Determinar la densidad de diferentes tipos de costras

Tipo de Roca	Volúmenes de minerales individuales en 1000 cm ^3.	Gramos de minerales individuales en 1000 cm ^3	Peso Total (gramos)	Densidad (gramos por centímetro cúbico, g/cm ^3)
Corteza Continental (Granito)	Cuarzo — 180 cm ^3 Feldespato — 760 cm ^3 Anfíbol — 70 cm ^3	Cuarzo — 477 g Feldespato — 1999 g Anfíbol — 277 g	2703 g	2.70
Corteza Oceánica (Basalto)	Feldespato — 450 cm ^3 Anfíbol — 50 cm ^3 Piroxeno — 500 cm ^3	Feldespato — Anfíbol — Piroxeno —
Manto (Peridotita)	Piroxeno — 450 cm ^3 Olivino — 550 cm ^3	Piroxeno — Olivino —

Si la corteza continental (representada por granito) y la corteza oceánica (representada por basalto) son como balsas que flotan en el manto, ¿qué te dice esto sobre qué tan alto o bajo deben flotar?

Este concepto se ilustra en la Figura\(\PageIndex{6}\). La línea discontinua es para referencia, mostrando puntos a igual distancia del centro de la Tierra.

Figura\(\PageIndex{6}\)

Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 9.4 respuestas.

Atribuciones de medios

• Figuras 9.4.1, 9.4.2, 9.4.3abc, 9.4.6: © Steven Earle. CC POR.
• Figura\(\PageIndex{4}\): “Goteo de masilla tonta” © Eric Skiff. CC BY-SA.
• Figura\(\PageIndex{5}\): “PGR Paulson2007 Tasa de Elevación Litosférica por PGR” por NASA. Dominio público.