La teoría sostiene que el manto es capaz de convectar debido a su plasticidad, y esta propiedad también permite otro proceso terrestre muy importante conocido como isostasia. El significado literal de la palabra isostasia es «parada igual», pero la importancia que hay detrás es el principio de que la corteza terrestre está flotando sobre el manto, como una balsa que flota en el agua, en lugar de descansar sobre el manto como una balsa asentada en el suelo.
La relación entre la corteza y el manto se ilustra en la figura 9.16. A la derecha se muestra un ejemplo de relación no isostática entre una balsa y el hormigón sólido. Es posible cargar la balsa con mucha gente y aun así no se hundirá en el hormigón. A la izquierda, la relación es isostática entre dos balsas diferentes y una piscina llena de mantequilla de cacahuete. Con una sola persona a bordo, la balsa flota en lo alto de la mantequilla de cacahuete, pero con tres personas se hunde peligrosamente. En este caso utilizamos mantequilla de cacahuete, en lugar de agua, porque su viscosidad representa mejor la relación entre la corteza y el manto. Aunque tiene más o menos la misma densidad que el agua, la mantequilla de cacahuete es mucho más viscosa (rígida), por lo que aunque la balsa de tres personas se hundirá en la mantequilla de cacahuete, lo hará muy lentamente.
La relación de la corteza terrestre con el manto es similar a la relación de las balsas con la mantequilla de cacahuete. La balsa con una persona encima flota cómodamente en altura. Incluso con tres personas la balsa es menos densa que la mantequilla de cacahuete, por lo que flota, pero flota incómodamente baja para esas tres personas. La corteza, con una densidad media de unos 2,6 gramos por centímetro cúbico (g/cm3), es menos densa que el manto (con una densidad media de unos 3,4 g/cm3 cerca de la superficie, pero mayor en profundidad), por lo que flota sobre el manto «plástico». Cuando se añade más peso a la corteza, a través del proceso de construcción de montañas, ésta se hunde lentamente en el manto y el material del manto que estaba allí se aparta (Figura 9.17, 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 vuelve a fluir (Figura 9.17, derecha).
La corteza y el manto responden de forma similar a la glaciación. Las gruesas acumulaciones de hielo glacial añaden peso a la corteza y, a medida que el manto que se encuentra debajo es exprimido hacia los lados, la corteza se hunde. Este proceso se ilustra para la actual capa de hielo de Groenlandia en la Figura 9.18. La capa de hielo de Groenlandia en este lugar tiene más de 2.500 m de espesor, y la corteza bajo la parte más gruesa se ha deprimido hasta el punto de quedar por debajo del nivel del mar en una amplia zona. Cuando el hielo se derrita, la corteza y el manto rebotarán lentamente, pero el rebote completo tardará probablemente más de 10.000 años.
Tal vez te preguntes cómo es posible que el manto de la Tierra sea lo suficientemente rígido como para romperse durante un terremoto y, sin embargo, convecte y fluya como un líquido muy viscoso. La explicación es que el manto se comporta como un fluido no newtoniano, lo que significa que responde de forma diferente a las tensiones según la rapidez con la que se aplique la tensión. Un buen ejemplo de ello es el comportamiento del material conocido como Silly Putty, que puede rebotar y se rompe si se tira de él bruscamente, pero se deforma de forma líquida si se aplica la tensión lentamente. En esta foto, se colocó Silly Putty sobre un agujero en un tablero de cristal y, en respuesta a la gravedad, fluyó lentamente hacia el interior del agujero. El manto fluirá cuando se coloque bajo la tensión lenta pero constante de una capa de hielo en crecimiento (o derretida).
Grandes partes de Canadá todavía están rebotando como resultado de la pérdida de hielo glacial en los últimos 12 ka, y como se muestra en la Figura 9.19, otras partes del mundo también están experimentando un rebote isostático. La mayor tasa de elevación se da en una amplia zona al oeste de la bahía de Hudson, que es donde la capa de hielo de las Laurentides era más gruesa (más de 3.000 m). El hielo abandonó finalmente esta región hace unos 8.000 años, y la corteza se está recuperando actualmente a un ritmo de casi 2 cm/año. También se está produciendo un fuerte rebote isostático en el norte de Europa, donde el manto de hielo fennoescandinavo era más grueso, y en la parte oriental de la Antártida, que también experimentó una importante pérdida de hielo durante el Holoceno.
También hay extensas zonas de subsidencia que rodean los antiguos mantos de hielo laurentides y fennoescandinavos. Durante la glaciación, la roca del manto fluyó fuera de las zonas situadas debajo de las principales capas de hielo, y este material está volviendo a fluir lentamente, como se ilustra en la Figura 9.18b.
Ejercicio 9.4 Densidad e isostasia de las rocas
Las densidades (también conocidas como «gravedad específica») de una serie de minerales comunes se indican en la tabla siguiente. También se dan las proporciones aproximadas de estos minerales en la corteza continental (tipificada por el granito), la corteza oceánica (mayoritariamente basalto) y el manto (principalmente la roca conocida como peridotita). Suponiendo que dispones de 1.000 cm3 de cada tipo de roca, estima las densidades respectivas de los tipos de roca. Para cada tipo de roca, tendrás que multiplicar el volumen de los diferentes minerales de la roca por su densidad, y luego sumar esos números para obtener el peso total de 1.000 cm3 de esa roca. La densidad es ese número dividido por 1.000. La primera está hecha para ti.
Si la corteza continental (representada por el granito) y la corteza oceánica (representada por el basalto) son como balsas que flotan en el manto, ¿qué te dice esto sobre lo alto o bajo que deberían flotar?
Este concepto se ilustra a continuación. La línea discontinua es de referencia, mostrando puntos a igual distancia del centro de la Tierra.
