FILIAL ANDAHUAYLAS
“AÑO DEL CENTENARIO CENTENARIO DE MACHUPICCHU PARA PARA EL MUNDO”
“TEORIA DE IS0STASIA”
Facultad:
Ingenierías y Arquitectura
Carrera Profesional:
Ingeniería Civil
Ciclo:
IV
Asignatura:
GEOLOGIA
Docente:
Ing. MIRANDA
Presentado por:
Cañari Muñoz Guido
Andahuaylas, 03 Setiembre del 2011 2011
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ISOSTASIA
La palabra isostasia significa estado de equilibrio y se fundamenta en la idea de que la tierra esta formada por varias porciones las cuales deben equilibrarse en razón de su peso y masa. La corteza terrestre flota sobre el manto como un iceberg en el océano. El principio básico es que para que un cuerpo flote sobre otro, éste debe ser más denso, con lo que se sitúa debajo. El material que flota, se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño, y cuando la parte emergida pierde volumen y peso, la parte sumergida asciende para compensarlo. Cada bloque individual, ya sea éste una placa o un bloque delimitado por fallas, tiende a alcanzar este equilibrio.
I.- DIASTROFISMO Proceso geológico que abarca todos los movimientos de las rocas que forman la corteza terrestre. Se dividen en dos tipos de movimientos: 1. EPIROGENICOS.- Movimientos o fuerzas formadoras de continentes que se manifiestan muy lentamente en sentido vertical. 2. OROGENICOS.- Son fuerzas rápidas y en sentido horizontal. Son formadores de montañas y pueden formar plegamientos fracturas o fallas. 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.
II.- EL PRINCIPIO DE LA ISOSTASIA. El valor de la aceleración de la gravedad en un punto cualquiera del globo terráqueo supuesto homogéneo, depende de la latitud geográfica y de la altitud sobre el nivel del mar, y puede ser calculado, a priori, matemáticamente. Teniendo en cuenta que la repartición de masas corticales en la superficie es muy desigual por cuanto a los relieves continentales se oponen las depresiones oceánicas, sería lógico esperar que el valor real de la gravedad, medido directamente 1 acusase precisamente esa desigual distribución de masas superficiales, en el supuesto de que la corteza terrestre tuviese una constitución homogénea, siendo mayor sobre los continentes que sobre los océanos. Sin embargo, de las mediciones cuidadosas llevadas a cabo, resulta precisamente lo contrario: en los continentes, sobre todo en los macizos montañosos, se ha podido comprobar una anomalía negativa de la gravedad2, y en las depresiones y en las grandes cuencas oceánicas una anomalía positiva. Esas anomalías de la gravedad parecen indicar que existe un déficit de masa en las zonas continentales, montañosas, con relación a las cuencas oceánicas, lo cual sólo puede interpretarse, teniendo en cuenta su mayor volumen, en el sentido de que los materiales que forman los macizos montañosos, deben ser menos densos que los situados en el fondo de los océanos. Por otra parte, estas diferencias estructurales de la litosfera deben quedar limitadas a una zona enteramente superficial, por cuanto en su conjunto muestra una notable estabilidad y, en consecuencia, ha de existir, a cierta profundidad, un nivel de compensación isostática 3, por debajo del cual la estructura de la litosfera sea ya uniforme. La profundidad de este nivel se estima en unos 500 Km. 1
El Valor de la gravedad se mide directamente la balanza de torsión, mediante un péndulo o mediante gravímetros, aparatos que poseen una gran sensibilidad a los pequeños cambios del valor de la gravedad 2
Se llama anomalía del valor de la gravedad a la diferencia entre el valor obtenido por medición directa en un lugar, y el teórico que debería corresponder a la latitud y altitud del lugar en cuestión. Es positiva, cuando el valor medido supera al teórico, y negativa cuando el valor medido es menor del teorice. 3
Isostasia, del griego isos , igual y stasis, estabilidad, es la condición
de equilibrio de la corteza terrestre.
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III.- APLICACIÓN DEL PRINCIPIO DE LA ISOSTASIA En términos generales, las deducciones obtenidas mediante la aplicación del principio de la isostasia, coinciden con las que resultan de la investigación de las velocidades de propagación de las ondas sísmicas en los continentes y en los fondos de los océanos. Todo ello nos lleva a considerar que existen diferencias fundamentales en la estructura de las masas continentales y los materiales existentes en los fondos oceánicos, en los que los materiales siálicos deben tener escaso espesor, o, incluso, pueden faltar por completo, apareciendo las rocas basálticas debajo de los sedimentos acumulados, cuyo espesor llegará como máximo a 1 Km. En las zonas continentales, el espesor de las rocas menos densas puede llegar basta 60 Km.; en las plataformas continentales, en los mares epicontinentales, los espesores de sedimentos acumulados tienen a veces enormes espesores, pudiendo alcanzar varios Kms. de espesor; en cambio en los grandes océanos los sedimentos acumulados en el fondo no llegan a 1 Km. de espesor, y las rocas graníticas pueden llegar a faltar por completo Se sabe, según la ley de Newton, que todo cuerpo situado en la superficie de la tierra es atraído por ella por una fuerza mg igual al producto de la masa del cuerpo m por un valor g llamado intensidad (o aceleración) de la gravedad, que oscila alrededor de 9,81 (metros por segundo). Las variaciones dependen de la repartición de los materiales en el interior de la tierra; g aumenta en l as cercanías de las zonas más densas del globo y disminuye en las cercanías de las porciones menos densas. Se conoce el valor de g para cada punto midiendo la velocidad de oscilación del péndulo, de un péndulo de torsión o de un gravímetro (especie de balanza con resorte cuyas variaciones de longitud dependen de g), y se puede de esta forma establecer la densidad local en cada punto de la corteza. Se ha demostrado también, de una forma general, que la corteza es menos densa en las masas montañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que bajo los océanos. Todo sucede como si bloques de corteza emergieran tanto más cuanto menos densos fueran, como flotadores de madera situados en una cuba de agua, hundiéndose según fuera la densidad de la madera. Así nació la idea del equilibrio hidrostático de l a corteza terrestre. En realidad, los bloques en equilibrio no tienen todos un mismo espesor y, por otra parte, el fluido sobre el cual reposan los continentes no es comparable al agua, sino a un fluido muy viscoso: el equilibrio es imperfecto; no puede llamarse hidrostático, sino isosrático. Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan, sin embargo, en una superficie situada a 60 km de profundidad, llamada superficie de compensación isostática. (Por debajo de esta superficie, la repartición de las masas es regular, siguiendo una disposición de zonas concéntricas.)
El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo: 1.- Al formarse una cordillera. 2.- Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso, acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación. 3.- Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque. El equilibrio tiende en estos casos a restablecerse mediante movimientos verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiendo producirse movimientos de los materiales fluidos infracorticales. El caso de aligeramiento por fundición del hielo (movimiento glacioisostático) se ha podido estudiar
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en Escandinavia, donde se produjo, a raiz de la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continúa aún hoy a razón de 1 metro por siglo, hasta tal punto que la profundidad de los puertos del golfo de Botnia disminuye notablemente, con perjuicio para la navegación. La amplitud máxima del movimiento sobrepasa los 250 m; sus consecuencias morfológicas han sido considerables: la forma del Báltico ha sido modificada varias veces durante el levantamiento. Canadá ha seguido un movimiento s imilar. La estabilidad de los bloques isostáticos es muy variable. Se llama cratón a un bloque relativamente estable, formado por sial. También se dice que es un bloque continental, aunque esté recubierto por el mar, ya que en este caso el mar es poco profundo y el fondo no tiende a hundirse rápidamente. Por el contrario, parte de las áreas oceánicas tienen una neta tendencia al hundimiento: son los geosinclinales.
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