Isostacia E Instrumentos Para Medir La Gravedad

ISOSTATICA
El término isostasia procede de las palabras griegas “iso” y “stasis” que se puede traducir como “estado de equilibro”. Este término fue introducido por primera vez en 1882 (Dutton, aunque se tiene constancia de que algunas cuestiones concernientes al equilibro de la corteza terrestre fueron estudiadas desde los tiempos del renacimiento.
Entre 1735 y 1745 Pierre Bouguer realizo unaexpedición a Perú con la intención de medir la longitud de un arco de grado (con ello pretendían conocer el radio de la curvatura en ese punto) en los cálculos tuvieron en cuenta la masa de los Andes, sin embargo la repercusión de la masa de los Andes fue mucho menor de lo esperada.
Ya en el siglo XIX Everest realizó una campaña de medición en el Himalaya en la cual de nuevo volvió a obtener denuevo las mismas anomalías observadas por Bouguer, y es que las desviaciones de la vertical en las cadenas montañosas eran sistemáticamente más pequeñas de las esperadas, un ejemplo de ellas es el que se obtuvo en la India donde entre dos puntos de la campaña de medición se calcularon una diferencia

Pero estos fallos en el cálculo no solo se dan en la dirección de la desviación relativa de lavertical, sino también en su módulo o sea, en el valor de la anomalía de Bouguer presentan valores negativos en los continentes y valores positivos en los océanos, cuando los valores esperados de la anomalía deberían de ser los de una población normal con una media de 0.
En ese entonces los científicos se preguntaban: ¿Qué está pasando? ¿A que se deben estos cambios? En principio es lógico pensarque hay un déficit de masa en algún lugar a lo largo de la vertical del punto. Esta deficiencia de masa debe ocurrir en la parte profunda de la corteza terrestre, ya que, si estuviera en las montañas estas colapsarían.
En 1855 Pratt y Airy propusieron las dos primeras hipótesis (ambas diferentes) que justificaban esta deficiencia de masa en los continentes. Tanto Pratt como Airy encontraron ensus cálculos un punto común, y es que para justificar las desviaciones relativas de la vertical encontradas era necesaria que hubiese una deficiencia de masa por debajo de la cadena montañosa equivalente a la misma masa de la cadena montañosa, este comportamiento les hacía pensar en el principio de Arquímedes, el principio del equilibro hidrostático. Esto quiere decir que en las cadenas montañosasnos encontramos en mecanismo de compensación equivalente al del nivel de flotación que se establecería en un Iceberg. Así esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una cierta profundidad, el material se encuentra en equilibro hidrostático.
Modelo de Airy
El modelo de Airy fue desarrollado para aplicacionesgeodésicas por Heiskanen. El modelo Airy-Heiskanen es similar al de un iceberg flotando. En lugar de hielo tenemos material cortical de densidad ρc y en lugar de agua de mayor densidad tenemos material del manto de densidad ρm. Si existe una elevación (como una montaña) sobre la superficie, debe existir una correspondiente raíz que se introduce dentro del manto. Como el material cortical es de menordensidad que el material del manto, existirá una fuerza de empuje que equilibre la fuerza de atracción gravitatoria de las montañas. Un mecanismo similar tiene lugar por debajo de los océanos. Como el agua de mar tiene menor densidad inducirá una raíz negativa, es decir, una corteza más fina por debajo de los océanos.
En los continentes: (ρm − ρc)ti = ρcHi
En los océanos: (ρm − ρc)ti = (ρc −ρw)di
Modelo de Pratt
El modelo de Pratt fue desarrollado para propósitos geodésicos por Hayford. El modelo asume una profundidad de compensación T0 constante. La densidad en ausencia de topografía sería ρ0. La condición de equilibrio isostásico para una dada columna i será:
En los continentes: ρi(T0 + Hi) = ρ0T0
En los océanos: ρi(T0 − di) + ρwdi = ρ0T0
Donde ρw es la densidad del agua de...