نظرية التوازن الأرضي

(تم التحويل من Isostasy)

التوازن الأرضي Isostasy ، هي نظرية تؤمن في أن ارتفاع الكتل القارية بالنسبة للأحواض المحيطية إنما يرجع إلى أن الصخور التي تتكون منها كتل القارات صخور قليلة الكثافة خفيفة الوزن وهي صخور السيال الجرانيتية والتي لابد وأن تطفو فوق صخور السيما الثقيلة الوزن والمرتفعة الكثافة، والتي تتكون منها قيعان الأحواض المحيطية، ولذلك تبدو تلك الكتل كالسفن الطافية فوق سطح الماء. ويمكن القول كذلك بأن السلاسل الجبلية ترتفع هي الأخرى فوق سطح القارات لأنها تتكون من صخور قليلة الكثافة لها جذور تمتد إلى أعماق بعيدة عن سطح الأرض. [1]

ولكي تحتفظ كتل السيال الجرانيتية – التي تكون القارات – بتوازنها فوق طبقة السيما البازلتية التي تكون قيعان الأحواض الميحيطة، ولكي تحتفظ السلاسل الجبلية المرتفعة أيضا بتوازنها فوق كتل القارات، لابد أن يغطس ويتعمق جزء كبير منها في طبقة السيما يبلغ في المتوسط حوالي ثمانية أمثال الجزء الظاهر من هذه الكتل فوق سطح الأرض. وهي في هذا تشبه الجبال الثلجية التي إنما يساعد على حفظ توازنها فوق سطح الماء أن أجزاءها الغائصة تبلغ في المعتاد تسعة أمثال الأجزاء الظاهرة منها فقو سطح البحر، فالأجزاء الغاطسة من كتل السيال في طبقة السيما عبارة عن أعمدة تحفظ توازن الأجزاء الظاهرة فقو طبقة السميا أو الطافية فوقها بمعنى آخر. فكأن كتل القارات إنا يساعد على حفظ توزانها أنها تتألف من مواد جرانيتية خفيفة تتمعق في مادة السيما البازلتية الثقيلة، وبذا تشغل في هذه المادة الأخيرة فراغا لولاه لشغتله المواد البازلتية، ولأصبحت الجبال والقارات موادا زائدة عن حاجة الارض، ولكانت عرضة لأن تتطاير مع دوران الكرة الأرضية.

ويؤدي الأخذ بنظرية التوازن إلى الاعتقاد بأن طبقة السيما التي تمثل الطبقة السفلية من الغلاف الصخري، لابد أن تكون في حالة سائلة كي تتمكن كتل السيال من أن تتعمق فيها بسهولة. أما اذا كانت طبقة السيما في حالة تامة من الصلابة فلا يمكن بأي حال لجذور كتل السيال من أن تتعمق فيها. ولكننا اذا تذكرنا ما قيل من قبل من أن طبقة السيما في حالة مرنة، فإن هذا يفسر لنا توازن كتل السيال فوق طبقة السيما المرنة المطاطة التي تتكون منها في أغلب الحالات قيعان الأحواض المحيطية.


. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

نماذج التوازن الأرضي

 
أيري (يسار) وپرات (يمين) نماذج للتوازن الأرضي

يوجد ثلاث نماذج رئيسية من التوازن الأرضي:


Airy

 
Airy isostasy, in which a constant-density crust floats on a higher-density mantle, and topography is determined by the thickness of the crust.
 
Airy isostasy applied to a real-case basin scenario, where the total load on the mantle is composed by a crustal basement, lower-density sediments and overlying marine water

The basis of the model is Pascal's law, and particularly its consequence that, within a fluid in static equilibrium, the hydrostatic pressure is the same on every point at the same elevation (surface of hydrostatic compensation):[2][3]

h1⋅ρ1 = h2⋅ρ2 = h3⋅ρ3 = ... hn⋅ρn

For the simplified picture shown, the depth of the mountain belt roots (b1) is calculated as follows:

 
 
 

where   is the density of the mantle (ca. 3,300 kg m−3) and   is the density of the crust (ca. 2,750 kg m−3). Thus, generally:

b1 ≅ 5⋅h1

In the case of negative topography (a marine basin), the balancing of lithospheric columns gives:

 
 
 

where   is the density of the mantle (ca. 3,300 kg m−3),   is the density of the crust (ca. 2,750 kg m−3) and   is the density of the water (ca. 1,000 kg m−3). Thus, generally:

b2 ≅ 3.2⋅h2

Pratt

For the simplified model shown the new density is given by:  , where   is the height of the mountain and c the thickness of the crust.[2][4]


Vening Meinesz / flexural

 
Cartoon showing the isostatic vertical motions of the lithosphere (grey) in response to a vertical load (in green)

This hypothesis was suggested to explain how large topographic loads such as seamounts (e.g. Hawaiian Islands) could be compensated by regional rather than local displacement of the lithosphere. This is the more general solution for lithospheric flexure, as it approaches the locally compensated models above as the load becomes much larger than a flexural wavelength or the flexural rigidity of the lithosphere approaches zero.[2][5]

For example, the vertical displacement z of a region of ocean crust would be described by the differential equation

 

where   and   are the densities of the aesthenosphere and ocean water, g is the acceleration due to gravity, and   is the load on the ocean crust. The parameter D is the flexural rigidity, defined as

 

where E is Young's modulus,   is Poisson's ratio, and   is the thickness of the lithosphere. Solutions to this equation have a characteristic wave number

 

As the rigid layer becomes weaker,   approaches infinity, and the behavior approaches the pure hydrostatic balance of the Airy-Heiskanen hypothesis.[6]

اختلاف التوازن الأرضي

ومن المؤكد الآن أن حالة التوازن الأرضي حالة نظرية نادرا ما تتم، وذلك بسبب العمليات الجيولوجية التي تؤثر في منطقة ما ويتسبب عنها إزالة بعض التكوينات من قمم الجبال وإرسابها في المناطق المنخفضة، كما أن تراكم الرواسب بشتى أنواعها وتكون الغطاءات الجليدية إلى غير ذلك مما ينجم عن العمليات الجيولوجية المختلفة التي تشكل سطح الأرض، لابد أن يؤدي إلى الاخلال بحالة التوازن الأرضي التي ذكرناها. فاذا ما عملت عوامل النحت مثلا على تقطيع سلسلة جبلية متصلة إلى مجموعة من القمم الجبلية تفصل بينها أودية عميقة، أو اذا أزالت هذه العوامل بعض التكوينات من تلك القمم، فان معنى هذا أن كتلة عمود السيال الذي يتعمق في مادة السيما تحت السلسلة الجبلية المذكورة لابد أن تتناقص، ولابد أن يزيد في نفس الوقت الضغط الواقع على عمود مجاور يقع تحت منطقة دلتاوية نتيجة تراكم الوراسب الدلتاوية فوقه، ولهذا لابد أن تحدث حركة ما في طبقة السيما بحيث تعمل على استعادة توازن هذين العمودين إلى ما كانا عليه قبل تعرضهما لعوامل النحت والإرساب، فيهبط العمود الذي زادت كتلته ، ويرتفع العمود الذي اقتطعت منه بعض التكوينات، ونظرا لمرونة الطبقات السفلى من الغلاف الصخري وعدم سيولتها فإن مثل هذا الارتفاع والهبوط في الكتل اليابسة لابد أني يستغرف وقتا طويلا لكي يتم، وتسمى مثل هذه الحركات البطئية التي تتعرض لها قشرة الأرض بالحركات التوازنية isostatic movements.


تأثير التوزان الأراضي على الترسيب والتأكل

تأثير التوزان الأرضي على الصفائح التكتونية

تأثير التوازن الأرضي على الكتل الثلجية

Eustasy and relative sea level change

قراءات إضافية

  • Lisitzin, E. (1974) "Sea level changes". Elsevier Oceanography Series, 8
  • AB Watts (2001). Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. ISBN 0521006007. A very complete overview with much of the historical development.

انظر أيضا


. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

المصادر

  1. ^ أبو العز, محمد صفي الدين (2001). قشرة الأرض. القاهرة، مصر: دار غريب للطباعة والنشر والتوزيع. Cite has empty unknown parameter: |coauthors= (help)
  2. ^ أ ب ت خطأ استشهاد: وسم <ref> غير صحيح؛ لا نص تم توفيره للمراجع المسماة Watts2001
  3. ^ Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 43.
  4. ^ Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 43-44.
  5. ^ Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 44-45.
  6. ^ Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 45.

وصلات خارجية