Earth
Isostasie et flottabilité de la croûte
Posez cinq colonnes de croûte d'épaisseurs différentes dans le manteau : chacune flotte de sorte que la pression en profondeur soit la même, une colonne épaisse se dresse haut sur une racine profonde. Chargez-en une d'un glacier et regardez-la s'enfoncer vers ρ_i·H/ρ_m dans le temps de relaxation du manteau, puis retirez la glace et regardez-la remonter ; rabotez un kilomètre d'une montagne, et sa surface ne baisse que d'un sixième tandis que la racine remonte du reste.
Ce qui se passe
Cinq colonnes de croûte de 30, 35, 45, 60 et 35 km d'épaisseur flottent sur le manteau selon Airy : altitude (h − h_0)·(1 − ρ_c/ρ_m), racine (h − h_0)·ρ_c/ρ_m et même pression sous chaque colonne à la profondeur de compensation. Un glacier sur la dernière colonne l'enfonce de ρ_i·H/ρ_m ; l'érosion de la colonne montagneuse ne baisse sa surface que de 1 − ρ_c/ρ_m du retrait et remonte la racine du reste. Chaque surface relaxe vers l'équilibre avec la constante de temps visqueuse du manteau par un pas exponentiel exact ; une seconde d'expérience est mille ans.
À essayer
Lisez les cinq altitudes et racines, puis chargez la dernière colonne de glace et regardez-la s'enfoncer sur quelques temps de relaxation ; retirez la glace, elle remonte. Rabotez la montagne et comparez la baisse de surface au retrait.
Le modèle et ses limites
Colonnes d'Airy locales sans résistance à la flexion, un seul temps de relaxation au lieu d'un écoulement du manteau, glace comme charge sans écoulement propre. Les pressions appartiennent aux colonnes du modèle.
Équations du module
Équations e = (h − h_0)·(1 − ρ_c/ρ_m), root = (h − h_0)·ρ_c/ρ_m w = ρ_i·H/ρ_m ds/dt = (e_eq − s)/τ P = g·(ρ_i·H + ρ_c·h + ρ_m·(D − h + e))
