Изостазия

Состояние гравитационного равновесия между земной корой и мантией.

Изостазия (греч. isos «равный», stásis «остановка») или изостатическое равновесие — это состояние гравитационного равновесия между земной корой (или литосферой ) и мантией , при котором кора «плавает» на высоте, которая зависит от ее толщины и плотности. . Эта концепция призвана объяснить, как на поверхности Земли могут существовать разные топографические высоты. Хотя первоначально оно определялось в терминах континентальной коры и мантии, ^[1] впоследствии оно интерпретировалось в терминах литосферы и астеносферы , особенно в отношении вулканов океанических островов , ^[2] таких как Гавайские острова .

Хотя Земля представляет собой динамическую систему, которая по-разному реагирует на нагрузки, ^[3] изостазия описывает важный предельный случай, когда кора и мантия находятся в статическом равновесии. Некоторые области (например, Гималаи и другие конвергентные окраины) не находятся в изостатическом равновесии и плохо описываются изостатическими моделями.

Общий термин «изостазия» был введен в 1882 году американским геологом Кларенсом Даттоном . ^{[4] [5] [6]}

История концепции

В 17 и 18 веках французские геодезисты (например, Жан Пикард ) предприняли попытку определить форму Земли ( геоида ) путём измерения длины градуса широты на разных широтах ( дуговое измерение ). Группа, работавшая в Эквадоре, знала, что ее отвесы , используемые для определения вертикального направления, будут отклоняться под действием гравитационного притяжения близлежащих Анд . Однако прогиб оказался меньше, чем ожидалось, что было связано с тем, что горы имели корни низкой плотности, компенсирующие массу гор. Другими словами, корни гор низкой плотности обеспечивали плавучесть, выдерживая вес гор над окружающей местностью. Подобные наблюдения в XIX веке британских геодезистов в Индии показали, что это широко распространенное явление в горных районах. Позже было обнаружено, что разница между измеренным местным гравитационным полем и ожидаемым для высоты и местного рельефа ( аномалия Бугера ) положительна над океанскими бассейнами и отрицательна над высококонтинентальными областями. Это показывает, что невысокая высота океанских котловин и большая высота материков компенсируются и на глубине. ^[7]

Американский геолог Кларенс Даттон в 1889 году использовал слово «изостазия» для описания этого общего явления. ^{[4] [5] [6]} Однако к тому времени уже были предложены две гипотезы для объяснения этого явления, в 1855 году: одна Джорджем Эйри , а другая Джоном Генри Праттом . ^[8] Гипотеза Эйри была позже уточнена финским геодезистом Вейкко Алексантери Хейсканеном , а гипотеза Пратта — американским геодезистом Джоном Филлмором Хейфордом . ^[3]

Обе гипотезы Эйри-Хейсканена и Пратта-Хейфорда предполагают, что изостатия отражает локальный гидростатический баланс. Третья гипотеза, изгиб литосферы , учитывает жесткость внешней оболочки Земли, литосферы . ^[9] Прогиб литосферы впервые был использован в конце 19 века для объяснения поднятия береговой линии в Скандинавии после таяния континентальных ледников в конце последнего оледенения . Его также использовал американский геолог Г. К. Гилберт для объяснения поднятия береговой линии озера Бонневиль . ^[10] Эта концепция получила дальнейшее развитие в 1950-х годах голландского геодезиста Венинга Мейнеса . ^[3]

Модели

Используются три основные модели изостазии: ^{[3] [11]}

1. Модель Эйри-Хейсканена, в которой различные топографические высоты компенсируются изменениями толщины земной коры , при которой кора имеет постоянную плотность.
2. Модель Пратта-Хейфорда, в которой различные топографические высоты учитываются латеральными изменениями плотности горных пород .
3. Модель Венинга Мейнеса, или модель изгибной изостазии, в которой литосфера действует как упругая плита, а присущая ей жесткость распределяет местные топографические нагрузки по обширной области путем изгиба.

Изостазия Эйри и Пратта - это утверждения плавучести, но изостазия изгиба - это утверждение плавучести при отклонении листа с конечной упругой прочностью. Другими словами, модели Эйри и Пратта являются чисто гидростатическими и не учитывают прочность материала, тогда как изостатика изгиба учитывает упругие силы, возникающие в результате деформации твердой коры. Эти упругие силы могут передавать выталкивающие силы через большую область деформации более сконцентрированной нагрузке.

Идеальное изостатическое равновесие возможно только в том случае, если мантийное вещество находится в состоянии покоя. Однако в мантии присутствует тепловая конвекция . Это вводит вязкие силы, которые не учитываются статической теорией изостатии. Изостатическая аномалия или IA определяется как аномалия Буже минус аномалия силы тяжести из-за подземной компенсации и является мерой локального отклонения от изостатического равновесия. В центре плато уровня оно примерно равно аномалии свободного воздуха . ^[12] Такие модели, как глубокая динамическая изостазия (DDI), включают такие вязкие силы и применимы к динамической мантии и литосфере. ^[13] Измерения скорости изостатического отскока (возврата к изостатическому равновесию после изменения нагрузки коры) дают информацию о вязкости верхней мантии. ^[14]

Эйри

Воздушная изостазия, при которой кора постоянной плотности плавает на мантии более высокой плотности, а топография определяется толщиной коры.

Эйри-изостазия применительно к реальному бассейновому сценарию, где общая нагрузка на мантию состоит из корового фундамента, отложений с более низкой плотностью и вышележащей морской воды.

В основе модели лежит закон Паскаля и, в частности, его следствие: внутри жидкости, находящейся в статическом равновесии, гидростатическое давление одинаково в каждой точке на одной и той же высоте (поверхность гидростатической компенсации): ^{[3] [8]}

час ₁ ⋅ρ ₁ знак равно час ₂ ⋅ρ ₂ знак равно час ₃ ⋅ρ ₃ знак равно ... час _п ⋅ρ _п

Для показанной упрощенной картины глубина корней горного пояса (b ₁ ) рассчитывается следующим образом:

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

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

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

где - плотность мантии (около 3300 кг м ^-3 ) и плотность коры (около 2750 кг м ^-3 ). Таким образом, в целом: ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{c}}$

б ₁ ≅ 5⋅ ч ₁

В случае отрицательного рельефа (морской бассейн) балансировка литосферных столбов дает:

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

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

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

где плотность мантии (около 3300 кг м ^-3 ), плотность коры (около 2750 кг м ^-3 ) и плотность воды (около 1000 кг м ^-3 ). Таким образом, в целом: ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{c}}$ ${\displaystyle \rho _{w}}$

б ₂ ≅ 3,2⋅ ч ₂

Пратт

Для показанной упрощенной модели новая плотность определяется выражением: , где – высота горы и c – толщина коры. ^{[3] [15]} ${\displaystyle \rho _{1}=\rho _{c}{\frac {c}{h_{1}+c}}}$ ${\displaystyle h_{1}}$

Венинг Мейнес / изгиб

На рисунке показаны изостатические вертикальные движения литосферы (серый цвет) в ответ на вертикальную нагрузку (зеленый цвет).

Эта гипотеза была предложена для объяснения того, как большие топографические нагрузки, такие как подводные горы (например, Гавайские острова ), могут быть компенсированы региональным, а не локальным смещением литосферы. Это более общее решение для изгиба литосферы , поскольку оно приближается к моделям с локальной компенсацией, приведенным выше, когда нагрузка становится намного больше, чем длина волны изгиба, или изгибная жесткость литосферы приближается к нулю. ^{[3] [9]}

Например, вертикальное смещение z области океанской коры будет описываться дифференциальным уравнением

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

где и – плотности эстеносферы и океанской воды, g – ускорение свободного падения, – нагрузка на океанскую кору. Параметр D представляет собой изгибную жесткость , определяемую как ${\displaystyle \rho _{m}}$ ${\displaystyle \rho _{w}}$ ${\displaystyle P(x)}$

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

где E — модуль Юнга , — коэффициент Пуассона , — мощность литосферы. Решения этого уравнения имеют характерное волновое число ${\displaystyle \sigma }$ ${\displaystyle T_{c}}$

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

По мере того как жесткий слой становится слабее, приближается к бесконечности, а поведение приближается к чистому гидростатическому балансу гипотезы Эйри-Хейсканена. ^[14] ${\displaystyle \kappa }$

Глубина компенсации

Глубина компенсации (также известная как уровень компенсации , глубина компенсации или уровень компенсации ) — это глубина, ниже которой давление одинаково на любой горизонтальной поверхности. В стабильных регионах он залегает в глубоких слоях коры, а в активных областях может лежать ниже основания литосферы. ^[16] В модели Пратта это глубина, ниже которой все породы имеют одинаковую плотность; выше этой глубины плотность ниже там, где топографическая высота больше. ^[17]

Подразумеваемое

Отложение и эрозия

Когда большое количество отложений откладывается в определенном регионе, огромный вес новых отложений может привести к опусканию коры внизу. Аналогичным образом, когда большое количество материала вымывается из региона, земля может подняться, чтобы компенсировать это. Следовательно, по мере эрозии горного хребта (уменьшенный) ареал поднимается вверх (в определенной степени) и подвергается дальнейшей эрозии. Некоторые из слоев горных пород, которые сейчас видны на поверхности земли, возможно, провели большую часть своей истории на больших глубинах под поверхностью, погребенные под другими слоями, и в конечном итоге были обнажены, когда эти другие слои размывались, а нижние слои отскакивали вверх. ^[18]

Можно провести аналогию с айсбергом , который всегда плавает определенной частью своей массы под поверхностью воды. Если снег выпадет на вершину айсберга, айсберг опустится ниже в воду. Если слой льда растает с вершины айсберга, оставшийся айсберг поднимется. Точно так же литосфера Земли «плавает» в астеносфере. ^{[8] [19]}

Континентальные столкновения

Когда континенты сталкиваются, континентальная кора может утолщаться по их краям. Также очень часто одна из плит оказывается поддвинутой под другую. В результате толщина коры в зоне столкновения достигает 80 километров (50 миль) по сравнению с ⁴⁰ километрами (25 миль) для средней континентальной коры. ^[21] Как отмечалось выше, гипотеза Эйри предсказывает, что образовавшиеся корни гор будут примерно в пять раз глубже, чем высота гор, или 32 км против 8 км. Другими словами, большая часть утолщенной коры движется вниз , а не вверх, точно так же, как большая часть айсберга находится под поверхностью воды.

Однако края конвергентных плит тектонически очень активны, а особенности их поверхности частично поддерживаются динамическими горизонтальными напряжениями, так что они не находятся в полном изостатическом равновесии. В этих регионах наблюдаются самые высокие изостатические аномалии на поверхности Земли. ^[22]

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты объясняются гипотезой Пратта как перекрывающие области необычно низкой плотности в верхней мантии. ^[22] Это отражает тепловое расширение из-за более высоких температур под хребтами. ^[23]

Бассейн и хребет

В провинции бассейнов и хребтов на западе Северной Америки изостатическая аномалия невелика, за исключением района Тихоокеанского побережья, что указывает на то, что регион в целом находится вблизи изостатического равновесия. Однако глубина основания коры не сильно коррелирует с высотой местности. Это свидетельствует (на основании гипотезы Пратта) о том, что верхняя мантия в этом регионе неоднородна со значительными латеральными вариациями плотности. ^[22]

Кусочки льда

Образование ледяных щитов может привести к опусканию поверхности Земли. И наоборот, изостатический послеледниковый отскок наблюдается в районах, когда-то покрытых ледниковыми щитами, которые теперь растаяли, например, вокруг Балтийского моря ^[24] и Гудзонова залива . ^[25] По мере отступления льда нагрузка на литосферу и астеносферу уменьшается, и они возвращаются к своему равновесному уровню. Таким образом, можно найти бывшие морские скалы и связанные с ними волновые платформы на высоте сотен метров над современным уровнем моря . Откатные движения столь медленны, что подъем, вызванный окончанием последнего ледникового периода , все еще продолжается. ^[18]

Помимо вертикального движения суши и моря, изостатическое регулирование Земли включает также горизонтальные движения. ^{[26] Это может вызвать изменения в} гравитационном поле Земли ^[27] и скорости вращения , смещение полюсов ^[28] и землетрясения . ^[29]

Граница литосферы и астеносферы

Гипотезу изостазии часто используют для определения положения границы литосфера — астеносфера (ЛАБ). ^[30]

Смотрите также

• Принцип Архимеда  - принцип плавучести в гидродинамике.
• Уильям Боуи (инженер)  – американский инженер-геодезист
• Лау, Готланд  - район острова Готланд, Швеция.
• Морская терраса  – возникшая прибрежная форма рельефа
• Аномалия гравитации  - разница между идеальным и наблюдаемым гравитационным ускорением в определенном месте.
• Хронология развития тектонофизики (до 1954 г.)

Рекомендации

1. 33. Спасоевич С. и Гурнис М., 2012, Уровень моря и вертикальное движение континентов по динамическим моделям Земли со времен позднего мела: Бюллетень Американской ассоциации геологов-нефтяников, т. 96, вып. 11, с. 2037–2064 гг.
2. 13. Фулджер, Г.Р., Притчард, М.Дж., Джулиан, Б.Р., Эванс, Дж.Р., Аллен, Р.М., Нолет, Г., Морган, В.Дж., Бергссон, Б.Х., Эрлендссон, П., Якобсдоттир, С., Рагнарссон, С. , Стефанссон Р., Вогфьорд К., 2000. Сейсмическая аномалия под Исландией простирается до переходной зоны мантии и не глубже. Геофиз. Дж. Межд. 142, Ф1–Ф5.
3. Уоттс, AB (2001). Изостазия и изгиб литосферы . Издательство Кембриджского университета. ISBN 0521622727.
4. Даттон, Кларенс (1882). «Физика земной коры; дискуссия». Американский научный журнал . 3. 23 (апрель): 283–290. Бибкод : 1882AmJS...23..283D. дои : 10.2475/ajs.s3-23.136.283. S2CID  128904689.
5. Орм, Энтони (2007). «Кларенс Эдвард Даттон (1841–1912): солдат, эрудит и эстет». Геологическое общество, Лондон, специальные публикации . 287 (1): 271–286. Бибкод : 2007GSLSP.287..271O. дои : 10.1144/SP287.21. S2CID  128576633.
6. Лонгвелл, Честер Р. (1958). «Кларенс Эдвард Даттон» (PDF) . Вашингтон, округ Колумбия: Национальная академия наук . Проверено 24 марта 2022 г.
7. Кири, П.; Клепейс, Калифорния; Вайн, Ф.Дж. (2009). Глобальная тектоника (3-е изд.). Оксфорд: Уайли-Блэквелл. п. 42. ИСБН 9781405107778.
8. Kearey, Klepeis & Vine 2009, стр. 43.
9. Кири, Klepeis & Vine 2009, стр. 44–45.
10. Гилбер, ГК (1890). «Озеро Бонневиль». Монография Геологической службы США . 1 . дои : 10,3133/м1.
11. Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 42–45.
12. Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 45–48.
13. Чеховский, Л. (2019). «Мантийное течение и определение положения LAB в предположении изостазии». Чистая и прикладная геофизика . 176 (6): 2451–2463. Бибкод : 2019PApGe.176.2451C. дои : 10.1007/s00024-019-02093-8 .
14. Кири, Klepeis & Vine 2009, стр. 45.
15. Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 43–44.
16. Джексон, Джулия А., изд. (1997). «глубина компенсации». Глоссарий геологии (Четвертое изд.). Александрия, Вирджиния: Американский геологический институт. ISBN 0922152349.
17. Аллаби, Майкл (2013). «Модель Пратта». Словарь геологии и наук о Земле (Четвертое изд.). Оксфорд: Издательство Оксфордского университета. ISBN 9780199653065.
18. Кири, Klepeis & Vine 2009, стр. 45–46.
19. Монро, Джеймс С. (1992). Физическая геология: исследование Земли . Сент-Пол: Западный паб. Компания р. 305. ИСБН 0314921958.
20. Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 322.
21. Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 19.
22. Kearey, Klepeis & Vine 2009, стр. 48.
23. Филпоттс, Энтони Р.; Аг, Джей Дж. (2009). Основы магматической и метаморфической петрологии (2-е изд.). Кембридж, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. стр. 6–10. ISBN 9780521880060.
24. Эронен, Матти; Глюкерт, Гуннар; Хатакка, Ласси; Ван де Пласше, Орсон; Ван дер Плихт, Йоханнес; Рантала, Паси (28 июня 2008 г.). «Скорости голоценового изостатического поднятия и относительного понижения уровня моря в Балтийском море на юго-западе Финляндии на основе исследований изоляционных контактов». Борей . 30 (1): 17–30. doi :10.1111/j.1502-3885.2001.tb00985.x. S2CID  54582233 . Проверено 15 ноября 2022 г.
25. Балестра, Барбара; Бертини, Адель; Де Верналь, Энн; Монечи, Симонетта; Реале, Вивиана (1 октября 2013 г.). «Позднечетвертичные условия морской поверхности в Лаврентийском конусе: данные по комплексам кокколитов и диноцист». Палеогеография, Палеоклиматология, Палеоэкология . 387 : 200–210. дои :10.1016/j.palaeo.2013.07.002 . Проверено 15 ноября 2022 г.
26. Джеймс, Томас С.; Морган, В. Джейсон (июнь 1990 г.). «Горизонтальные движения из-за послеледникового отскока». Письма о геофизических исследованиях . 17 (7): 957–960. Бибкод : 1990GeoRL..17..957J. дои : 10.1029/GL017i007p00957.
27. Александр, JC (ноябрь 1983 г.). «Высшие гармонические эффекты гравитационного поля Земли в результате послеледникового отскока, наблюдаемые Лагеосом». Письма о геофизических исследованиях . 10 (11): 1085–1087. Бибкод : 1983GeoRL..10.1085A. дои : 10.1029/GL010i011p01085.
28. Вар, Джон ; Дачжун, Хан; Трупин, Андрей; Линдквист, Варна (ноябрь 1993 г.). «Вековые изменения вращения и гравитации: свидетельства послеледникового отскока или изменений полярных льдов?». Достижения в космических исследованиях . 13 (11): 257–269. Бибкод : 1993AdSpR..13k.257W. дои : 10.1016/0273-1177(93)90228-4.
29. Давенпорт, Колин А.; Рингроуз, Филип С.; Беккер, Амфрид; Хэнкок, Пол; Фентон, Кларк (1989). «Геологические исследования поздней и послеледниковой землетрясения в Шотландии». Землетрясения на пассивных окраинах Северной Атлантики: неотектоника и послеледниковый отскок . стр. 175–194. дои : 10.1007/978-94-009-2311-9_11. ISBN 978-94-010-7538-1.
30. Гринч, М.; Зейен, Х.; Белик, М. (2014). «Автоматическое 1D-интегрированное геофизическое моделирование неоднородностей литосферы: пример региона Карпато-Паннонского бассейна». Вклад в геофизику и геодезию . 44 (2): 115–131. Бибкод : 2014CoGG...44..115G. дои : 10.2478/congeo-2014-0007 . S2CID  129497623 . Проверено 13 декабря 2021 г.

дальнейшее чтение

• Лисицын, Евгения (1974). Изменения уровня моря. Амстердам: Научный паб Elsevier. ISBN компании 9780080870441. Проверено 23 марта 2022 г.

Внешние ссылки

• Олдхэм, Ричард Диксон (1922). «Изостазия»  . Британская энциклопедия (12-е изд.).