Earth
Valle di rift
Stirate un continente e guardate la crosta assottigliarsi sopra il rift, sprofondare in una valle di blocchi a gradini e riempirsi di sedimenti e acqua; la crosta che esce dalla finestra è contabilizzata, così che crosta più area esportata non cambia e il profilo resta simmetrico. Stirate in fretta su un mantello viscoso e il fondo ritarda rispetto alla profondità di equilibrio; togliete i sedimenti e il fondovalle è più profondo sullo stesso basamento.
Cosa succede
Una sezione di crosta di 300 km in 60 colonne è stirata alla velocità scelta: la velocità di deformazione è una zona gaussiana normalizzata perché le placche si allontanino a quella velocità, ogni colonna si assottiglia per l'esponenziale esatto della sua deformazione, e la crosta che esce dalla finestra è contabilizzata, così che crosta più area esportata è costante fino all'arrotondamento. L'isostasia di Airy dà una superficie di equilibrio — la crosta assottigliata affonda, i sedimenti la caricano ancora — e la superficie reale rilassa verso di essa con la costante di tempo viscosa del mantello; sedimenti all'apporto scelto riempiono la colonna più bassa finché è sotto il mare. Il fattore di stiramento β è lo spessore iniziale sul minimo; un secondo di esperimento è un milione di anni.
Da provare
Guardate il centro assottigliarsi e sprofondare e i sedimenti riempire il fondo; stirate più in fretta su un mantello lento e leggete quanto la superficie ritarda rispetto all'equilibrio; togliete i sedimenti e confrontate le profondità.
Il modello e i suoi limiti
Zona di deformazione imposta invece di una meccanica delle faglie, assottigliamento per taglio puro, isostasia di Airy locale con un solo tempo di rilassamento, sedimenti in una colonna. Sezione didattica, non un modello di bacino.
Equazioni del modulo
Equazioni dh_i/dt = −v·f_i·h_i/Σ f_j·Δx, h_i(t) = h_0·e^(−v·f_i·t/Σ f_j·Δx) e = ((ρ_m − ρ_c)·(h − h_0) + (ρ_m − ρ_s)·s)/ρ_m dE/dt = (e − E)/τ β = h_0/h_min
