לדלג לתוכן

איזוסטזיה

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
היווצרות אטול בעת שקיעת הר געש. דרווין הציע את התיאוריה המקובלת עד היום להיווצרות אטולים. לפי דרווין, התהליך מתחיל כשונית אלמוגים סביב אי געשי; ככל שהאי שוקע באיטיות בשל איזוסטזיה (או ירידת פני הים), האלמוגים ממשיכים לצמוח כלפי מעלה לכיוון האור, עד שהאי נעלם לגמרי מתחת למים ונותרת רק טבעת האלמוגים

איזוסטזיה או שיווי משקל איזוסטטי (מיוונית: ísos – שווה, ו-stásis – מצב עמידה/עצירה) היא מצב של שיווי משקל כבידתי בין קרום כדור הארץ (או הליתוספירה) לבין המעטפת, כך שהקרום "צף" בגובה התלוי בעוביו ובצפיפותו. מושג זה משמש להסבר כיצד ייתכנו גבהים טופוגרפיים שונים על פני השטח של כדור הארץ. אף על פי שבמקור הוגדר המונח ביחס לקרום היבשתי ולמעטפת,[1] בהמשך הוא פורש במונחים של ליתוספירה ואסתנוספירה, במיוחד בנוגע להרי געש באיים אוקייניים,[2] כגון איי הוואי.

אף על פי שכדור הארץ הוא מערכת דינמית המגיבה לעומסים בדרכים רבות ושונות,[3] האיזוסטזיה מתארת את מקרה הגבול החשוב שבו הקרום והמעטפת נמצאים בשיווי משקל סטטי. אזורים מסוימים (כגון הרי ההימלאיה ואזורי התנגשות אחרים בין לוחות טקטוניים) אינם נמצאים בשיווי משקל איזוסטטי, ומודלים איזוסטטיים אינם מתארים אותם נאמנה.

הגאולוג האמריקאי קלרנס דטון טבע את המונח איזוסטזיה בשנת 1882.[4][5][6] דאטון, שהיה קצין צבא וחלוץ בחקר רעידות אדמה, פיתח את המושג בעקבות תצפיותיו במערב ארצות הברית, שם הבחין כיצד אזורים הרריים עוברים התרוממות או שקיעה בתגובה לשינויי משקל (כמו בליה או הצטברות משקעים).

התרוממות איזוסטטית הוא תהליך גאולוגי שבו שטחי יבשה שהיו נתונים תחת משקלם העצום של קרחונים במהלך תקופת הקרח, עולים ומתרוממים חזרה לאחר הפשרתם. המסה האדירה של יריעות הקרח דחסה את קרום כדור הארץ כלפי מטה אל תוך המעטפת הצמיגית; עם היעלמות הקרח, הלחץ השתחרר והקרום החל "לצוף" חזרה למעלה במטרה להגיע לשיווי משקל איזוסטטי מחודש. תהליך זה הוא איטי ביותר ונמשך אלפי שנים: באזורים כמו סקנדינביה וקנדה, הקרקע ממשיכה להתרומם גם כיום בקצב של סנטימטרים בודדים בשנה, דבר הגורם לשינויים בקווי החוף, לייבוש אזורי ביצות ולשינוי במסלולי נהרות.

היסטוריה

[עריכת קוד מקור | עריכה]

במאות ה-17 וה-18 גאודזים צרפתים (לדוגמה, ז'אן פיקארד (אנג')) ניסו לקבוע את צורת כדור הארץ (הגאואיד) על ידי מדידת אורכה של מעלת קו רוחב בקווי רוחב שונים (מדידת אורך קשת). משלחת שעבדה באקוודור הייתה מודעת לכך שמשקולת האנך (אנג') שלה, ששימשו לקביעת הכיוון האנכי, יוסטו בשל המשיכה הכבידתית של הרי האנדים הסמוכים. עם זאת, הסטייה הייתה קטנה מהצפוי, דבר שיוחס לכך שלהרים יש 'שורשים' בעלי צפיפות נמוכה המפצים על מסת ההרים. במילים אחרות, שורשי ההרים בעלי הצפיפות הנמוכה סיפקו את כוח הציפה הדרוש לתמיכה במשקל ההרים מעל פני השטח הסובבים. תצפיות דומות שנערכו במאה ה-19 על ידי סוקרים בריטים בהודו הראו כי מדובר בתופעה נפוצה באזורים הרריים. מאוחר יותר נמצא כי ההבדל בין שדה הכבידה המקומי שנמדד לבין זה הצפוי בהתאם לגובה ולפני השטח המקומיים (אנומליית בוגה (אנג')) הוא חיובי מעל אגנים אוקייניים ושלילי מעל אזורים יבשתיים גבוהים. דבר זה מראה כי הגובה הנמוך של אגני האוקיינוסים והגובה הרב של היבשות מפוצים אף הם בעומק.[7]

הגאולוג האמריקאי קלרנס דטון השתמש במילה איזוסטזיה בשנת 1889 כדי לתאר תופעה כללית זו. עם זאת, שתי היפותזות להסבר התופעה כבר הוצעו קודם לכן, בשנת 1855 – האחת על ידי ג'ורג' בידל איירי והשנייה על ידי ג'ון הנרי פראט (אנג').[8] ההיפותזה של איירי שוכללה מאוחר יותר על ידי הגאודז הפיני וייקו אלכסנטרי הייסקנן (אנג'), וההיפותזה של פראט על ידי הגאודז האמריקאי ג'ון פילמור הייפורד (אנג').

הן היפותזת איירי-הייסקנן והן היפותזת פראט-הייפורד מניחות כי האיזוסטזיה משקפת שיווי משקל הידרוסטטי מקומי. היפותזה שלישית, כפיפה ליתוספירית (Lithospheric flexure), מביאה בחשבון את קשיחותה של השכבה החיצונית של כדור הארץ – הליתוספירה.[9] השימוש הראשון במושג הכפיפה הליתוספירית נעשה בשלהי המאה ה-19 כדי להסביר את התרוממות קווי החוף בסקנדינביה בעקבות הפשרת הקרחונים היבשתיים בסוף התקופה הקרחונית האחרונה. באופן דומה, הגאולוג האמריקאי ג'יי קיי גילברט (אנג') השתמש במושג זה כדי להסביר את קווי החוף המורמים של ימת בונוויל.[10] המושג פותח עוד בשנות ה-50 של המאה ה-20 על ידי הגאודז ההולנדי ונינג מיינס (אנג').[3]

מודלים

[עריכת קוד מקור | עריכה]
איור סכמטי המציג את התנועות האנכיות האיזוסטטיות של הליתוספירה (באפור) בתגובה לעומס אנכי (בירוק)

במחקר נעשה שימוש בשלושה מודלים עיקריים של איזוסטזיה:[3][11]

  • מודל איירי–הייסקנן (Airy–Heiskanen): גבהים טופוגרפיים שונים מפוצים על ידי שינויים בעובי הקרום, כאשר לצפיפות הקרום ערך קבוע.
  • מודל פראט–הייפורד (Pratt–Hayford): גבהים טופוגרפיים שונים מפוצים על ידי שינויים אופקיים (לטרליים) בצפיפות הסלע.
  • מודל ונינג מיינס (Vening Meinesz), או מודל האיזוסטזיה הגמישה (Flexural isostasy): הליתוספירה פועלת כלוח אלסטי, והקשיחות המובנית שלה מפיצה עומסים טופוגרפיים מקומיים על פני אזור רחב באמצעות כפיפה.

האיזוסטזיה על פי איירי ופראט מבוססת על עקרון הציפה, בעוד שאיזוסטזיה גמישה (Flexural isostasy) מבוססת על עקרון הציפה בעת כיפוף של לוח בעל חוזק אלסטי סופי. במילים אחרות, המודלים של איירי ופראט הם הידרוסטטיים לחלוטין ואינם מביאים בחשבון את חוזק החומר, בעוד שאיזוסטזיה גמישה מתחשבת בכוחות האלסטיים הנוצרים כתוצאה מעיוות של הקרום הקשיח. כוחות אלסטיים אלו יכולים להעביר את כוחות הציפה על פני אזור עיוות נרחב אל עבר עומס מרוכז יותר.

שיווי משקל איזוסטטי מושלם אפשרי רק אם חומר המעטפת נמצא במנוחה. עם זאת, במעטפת מתקיימת הסעת חום, המפעילה כוחות צמיגות שאינם באים לידי ביטוי בתיאוריה הסטטית של האיזוסטזיה. האנומליה האיזוסטטית (IA) מוגדרת כאנומליית בוגה פחות אנומליית הכבידה הנובעת מהפיצוי שמתחת לפני השטח, והיא מהווה מדד לסטייה המקומית משיווי משקל איזוסטטי. במרכזו של מישור אופקי, היא שווה בקירוב לאנומליית האוויר החופשי (אנג').[12] מודלים כגון איזוסטזיה דינמית עמוקה (DDI) כוללים כוחות צמיגות אלו וישימים למעטפת ולליתוספירה דינמיות.[13] מדידות של קצב ההתרוממות האיזוסטטית (החזרה לשיווי משקל איזוסטטי בעקבות שינוי בעומס על הקרום) מספקות מידע על צמיגות המעטפת העליונה.[14]

עומק הפיצוי

[עריכת קוד מקור | עריכה]

עומק הפיצוי (Depth of Compensation) הוא מושג יסוד באיזוסטזיה המגדיר את העומק שמתחתיו הלחץ המופעל על ידי מסות הסלע זהה לאורך כל משטח אופקי. בנקודה זו, המשקל של עמודות הקרום השונות – בין אם מדובר ברכס הרים גבוה ובין אם באגן אוקייני עמוק – נמצא בשיווי משקל הידרוסטטי מושלם. באזורים יציבים מבחינה טקטונית, עומק הפיצוי נמצא בדרך כלל בבסיס הקרום, אך באזורים פעילים הוא עשוי להימצא עמוק יותר, מתחת לליתוספירה.[15]

המושג משמש להבחנה בין המודלים השונים: במודל פראט, עומק הפיצוי הוא מפלס אחיד וישר שמתחתיו כל הסלעים הם בעלי צפיפות זהה, ואילו מעליו הצפיפות משתנה כדי לפצות על הבדלי הגובה.[16] לעומת זאת, במודל איירי, עומק הפיצוי משתנה בהתאם לעובי הקרום, שכן הוא עוקב אחר "שורשי ההרים" החודרים אל המעטפת הצמיגית. הבנת עומק הפיצוי חיונית לניתוח אנומליות כבידה ולמיפוי המבנה הפנימי של כדור הארץ.

השפעות

[עריכת קוד מקור | עריכה]

השקעה וסחיפה

[עריכת קוד מקור | עריכה]

כאשר כמויות גדולות של משקעים (סדימנטים) מצטברים באזור מסוים, משקלו העצום של המשקע החדש עלול לגרום לקרום שמתחתיו לשקוע. בדומה לכך, כאשר כמות גדולה של חומר נגרעת מאזור מסוים בתהליכי סחיפה, הקרקע עשויה להתרומם כדי לפצות על כך. לפיכך, ככל שרכס הרים נשחק, הרכס (שממדיו הצטמצמו) מתרומם חזרה כלפי מעלה (במידה מסוימת), דבר המאפשר לו להמשיך ולהישחק הלאה. חלק משכבות הסלע הנראות כיום על פני השטח בילו חלק ניכר מההיסטוריה שלהן בעומקים גדולים מתחת לפני הקרקע כשהן קבורות תחת שכבות אחרות, ונחשפו בסופו של דבר רק לאחר שהשכבות העליונות נסחפו והשכבות התחתונות התרוממו כלפי מעלה.[17]

ניתן לערוך הקבלה לקרחון, שתמיד צף כאשר חלק מסוים מהמסה שלו נמצא מתחת לפני המים (האנומליה של המים). אם שלג יירד על חלקו העליון של הקרחון, הקרחון ישקע עמוק יותר במים. אם שכבת קרח תפשיר מהחלק העליון של הקרחון, יתרת הקרחון תתרומם מעלה. באופן דומה, הליתוספירה של כדור הארץ "צפה" בתוך האסתנוספירה.[8][18]

התנגשויות יבשתיות

[עריכת קוד מקור | עריכה]

כאשר יבשות מתנגשות, הקרום היבשתי עשוי להתעבות בקצוותיהן באזור ההתנגשות. תופעה נפוצה מאוד היא חדירה של אחת הטסיות (לוחות) מתחת לטסייה האחרת. כתוצאה מכך, עובי הקרום באזור ההתנגשות עשוי להגיע עד ל-80 קילומטרים,[19] לעומת כ-40 קילומטרים בקרום יבשתי ממוצע.[20] היפותזת איירי חוזה כי "שורשי" ההרים שייווצרו יהיו עמוקים פי חמישה בערך מגובה ההרים עצמם (למשל, שורשים בעומק 32 ק"מ מול גובה הרים של 8 ק"מ). במילים אחרות, רוב הקרום שהתעבה נע כלפי מטה ולא כלפי מעלה, בדיוק כפי שרוב מסתו של קרחון נמצאת מתחת לפני המים.

עם זאת, גבולות התנגשות בין לוחות הם פעילים מאוד מבחינה טקטונית, ומאפייני פני השטח שלהם נתמכים בחלקם על ידי מאמצים אופקיים דינמיים, כך שהם אינם נמצאים בשיווי משקל איזוסטטי מלא. אזורים אלו מציגים את האנומליות האיזוסטטיות הגבוהות ביותר על פני כדור הארץ.[21]

רכסים מרכז-אוקיינוסים

[עריכת קוד מקור | עריכה]

על פי היפותזת פראט, רכסים מרכז-אוקיינוסים נחשבים לאזורים השוכנים מעל מסות סלע בעלות צפיפות נמוכה באופן חריג במעטפת העליונה.[21] תופעה זו היא תוצאה ישירה של התפשטות תרמית: החומר החם העולה מהמעטפת אל מתחת לרכס מתפשט ותופס נפח גדול יותר, ובכך צפיפותו יורדת בהשוואה לסלעי המעטפת הקרים והדחוסים יותר שבצדדים.[22]

לפי מודל פראט, במערכת הנמצאת בשיווי משקל, עמודת חומר פחות צפופה חייבת להיות גבוהה יותר כדי להפעיל את אותו לחץ שמפעילה עמודה צפופה ונמוכה יותר. לכן, הליתוספירה הצעירה והחמה בשיא הרכס "צפה" גבוה יותר מעל האסתנוספירה מאשר הליתוספירה הישנה והקרה. ככל שהקרום האוקייני מתרחק ממרכז הרכס, הוא מתקרר, מתכווץ, צפיפותו עולה, ובהתאמה הוא שוקע ויוצר את אגני האוקיינוס העמוקים. מנגנון זה מסביר מדוע הרכסים המרכז-אוקיינוסיים בולטים מעל קרקעית הים סביבם אף על פי שאין להם "שורשי קרום" עמוקים כמו להרים יבשתיים.

פרובינציית אגן ורכס

[עריכת קוד מקור | עריכה]

בפרובינציית אגן ורכס שבמערב צפון אמריקה, האנומליה האיזוסטטית שנמדדה היא קטנה (למעט בקרבת חוף האוקיינוס השקט), ממצא המעיד על כך שהאזור נמצא ברובו במצב הקרוב לשיווי משקל איזוסטטי. עם זאת, תצפיות סייסמיות מראות כי עומק בסיס הקרום אינו נמצא במתאם (קורלציה) עם גובה פני השטח; כלומר, ההרים הגבוהים באזור זה אינם נתמכים על ידי "שורשי קרום" עמוקים כפי שחוזה מודל איירי.

חוסר התאמה זה מספק ראיה משמעותית התומכת בהיפותזת פראט, ולפיה שיווי המשקל באזור מושג באמצעות שינויים אופקיים (לטרליים) בצפיפות המעטפת העליונה. מבחינה גאולוגית, התופעה נובעת מתהליכי מתיחה של הקרום (Crustal extension) המאפיינים את הפרובינציה: מתיחה זו גורמת לעלייה של חומר חם ופחות צפוף מהמעטפת אל עומקים רדודים יחסית. הצפיפות הנמוכה של המעטפת החמה "מפצה" על משקל ההרים ומאפשרת להם לצוף גבוה יותר, אף על פי שהקרום עצמו דק יחסית. בכך, אזור זה מהווה דוגמה קלאסית למערכת שבה הטופוגרפיה מוכתבת על ידי שינויי טמפרטורה וצפיפות במעטפת ולא רק על ידי עובי הקרום היבשתי.[21]

יריעות קרח

[עריכת קוד מקור | עריכה]

היווצרותן של יריעות קרח עלולה לגרום לפני השטח של כדור הארץ לשקוע. לעומת זאת, תופעה של התרוממות איזוסטטית, או ריבאונד פוסט-קרחוני נצפית באזורים שהיו מכוסים בעבר ביריעות קרח שהפשירו, כגון סביב הים הבלטי[23] ומפרץ הדסון.[24] עם נסיגת הקרח, העומס על הליתוספירה ועל האסתנוספירה פוחת, והן מתרוממות חזרה לעבר רמות שיווי המשקל שלהן. בדרך זו, ניתן למצוא מצוקי חוף קדומים ומשטחי גידוד (אנג') (שטחי סלע שנמצאים בקו החוף) בגובה של מאות מטרים מעל פני הים הנוכחיים. תנועות ההתרוממות הן כה איטיות, עד שהעלייה שהחלה עם סיום תקופת הקרח האחרונה נמשכת עד היום.[17]

בנוסף לתנועה האנכית של היבשה והים, ההתאמה האיזוסטטית של כדור הארץ כוללת גם תנועות אופקיות.[25] תהליכים אלו עלולים לגרום לשינויים בשדה הכבידה של כדור הארץ,[26] בקצב הסיבוב שלו ובנדידת הקטבים (אנג').[27] כמו כן, באזורים שבהם ההתרוממות עדיין פעילה, נוצרת לעיתים חריגה איזוסטטית (Isostatic anomaly) – מצב שבו הלחצים הפנימיים בקרום טרם הגיעו לאיזון מלא. הצטברות המאמצים הללו עקב ההתרוממות הלא-אחידה של הקרקע עלולה להשתחרר באופן פתאומי ולגרום לרעידות אדמה,[28] גם באזורים שאינם נמצאים על גבולות של לוחות טקטוניים.

קביעת עומק בסיס הלוחות (גבול ליתוספירה-אסתנוספירה)

[עריכת קוד מקור | עריכה]

היפותזת האיזוסטזיה משמשת ככלי מרכזי לחישוב המיקום של גבול ליתוספירה-אסתנוספירה (המוכר בקיצור כ-LAB).[29] מבחינה גאולוגית, זהו הקו המפריד בין הלוחות הטקטוניים הקשיחים (הליתוספירה) לבין השכבה החמה והצמיגית שמתחתיהם (האסתנוספירה), עליה הם "צפים". מאחר שהאיזוסטזיה מגדירה את יחסי הציפה והאיזון של הלוחות, היא מאפשרת למדענים להעריך היכן מסתיימת השכבה המוצקה והיכן מתחיל החומר בעל התכונות ה"פלסטיות" יותר, שתומך במשקל היבשות והאוקיינוסים מלמטה.

ראו גם

[עריכת קוד מקור | עריכה]

קישורים חיצוניים

[עריכת קוד מקור | עריכה]
ויקישיתוף מדיה וקבצים בנושא איזוסטזיה בוויקישיתוף

הערות שוליים

[עריכת קוד מקור | עריכה]
  1. ↑ 33.Spasojevic, S., and Gurnis, M., 2012, Sea level and vertical motion of continents from dynamic Earth models since the Late Cretaceous: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 96, no. 11, p. 2037–2064.
  2. ↑ 13. Foulger, G.R., Pritchard, M.J., Julian, B.R., Evans, J.R., Allen, R.M., Nolet, G., Morgan, W.J., Bergsson, B.H., Erlendsson, P., Jakobsdottir, S., Ragnarsson, S., Stefansson, R., Vogfjord, K., 2000. The seismic anomaly beneath Iceland extends down to the mantle transition zone and no deeper. Geophys. J. Int. 142, F1–F5.
  3. 1 2 3 Watts, A. B. (2001). Isostasy and flexure of the lithosphere. Cambridge University Press. ISBN 0521622727.
  4. ↑ Dutton, Clarence (1882). "Physics of the Earth's crust; discussion". American Journal of Science. 3. 23 (April): 283–290. Bibcode:1882AmJS...23..283D. doi:10.2475/ajs.s3-23.136.283. S2CID 128904689.
  5. ↑ Orme, Antony (2007). "Clarence Edward Dutton (1841–1912): soldier, polymath and aesthete". Geological Society, London, Special Publications. 287 (1): 271–286. Bibcode:2007GSLSP.287..271O. doi:10.1144/SP287.21. S2CID 128576633.
  6. ↑ Longwell, Chester R. (1958). "Clarence Edward Dutton" (PDF). Washington D.C.: National Academy of Sciences.
  7. ↑ Kearey, P.; Klepeis, K.A.; Vine, F.J. (2009). Global tectonics (3rd ed.). Oxford: Wiley-Blackwell. p. 42. ISBN 9781405107778.
  8. 1 2 Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 43.
  9. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 44–45.
  10. ↑ Gilber, G.K. (1890). "Lake Bonneville". U.S. Geological Survey Monograph. 1: 3. Bibcode:1890usgs.rept....3G. doi:10.3133/m1.
  11. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 42–45.
  12. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 45–48.
  13. ↑ Czechowski, L. (2019). "Mantle Flow and Determining Position of LAB Assuming Isostasy". Pure and Applied Geophysics. 176 (6): 2451–2463. Bibcode:2019PApGe.176.2451C. doi:10.1007/s00024-019-02093-8.
  14. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 45.
  15. ↑ Jackson, Julia A., ed. (1997). "depth of compensation". Glossary of geology (Fourth ed.). Alexandria, Virginia: American Geological Institute. ISBN 0922152349.
  16. ↑ Allaby, Michael (2013). "Pratt model". A dictionary of geology and earth sciences (Fourth ed.). Oxford: Oxford University Press. ISBN 9780199653065.
  17. 1 2 Kearey, Klepeis & Vine 2009, pp. 45–46.
  18. ↑ Monroe, James S. (1992). Physical geology : exploring the Earth. St. Paul: West Pub. Co. p. 305. ISBN 0314921958.
  19. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 322.
  20. ↑ Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 19.
  21. 1 2 3 Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 48.
  22. ↑ Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (2nd ed.). Cambridge, UK: Cambridge University Press. pp. 6–10. ISBN 9780521880060.
  23. ↑ Eronen, Matti; Gluckert, Gunnar; Hatakka, Lassi; Van de Plassche, Orson; Van der Plicht, Johannes; Rantala, Pasi (28 ביוני 2008). "Rates of Holocene isostatic uplift and relative sea-level lowering of the Baltic in SW Finland based on studies of isolation contacts". Boreas. 30 (1): 17–30. doi:10.1111/j.1502-3885.2001.tb00985.x. hdl:11370/069359c4-43e5-4dab-977d-ec015c34d3eb. S2CID 54582233.
  24. ↑ Balestra, Barbara; Bertini, Adele; De Vernal, Anne; Monechi, Simonetta; Reale, Viviana (1 באוקטובר 2013). "Late Quaternary sea surface conditions in the Laurentian Fan: Evidence from coccolith and dinocyst assemblages". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 387: 200–210. Bibcode:2013PPP...387..200B. doi:10.1016/j.palaeo.2013.07.002.
  25. ↑ James, Thomas S.; Morgan, W. Jason (ביוני 1990). "Horizontal motions due to post-glacial rebound". Geophysical Research Letters. 17 (7): 957–960. Bibcode:1990GeoRL..17..957J. doi:10.1029/GL017i007p00957.
  26. ↑ Alexander, J. C. (בנובמבר 1983). "Higher harmonic effects of the Earth's gravitational field from post-glacial rebound as observed by Lageos". Geophysical Research Letters. 10 (11): 1085–1087. Bibcode:1983GeoRL..10.1085A. doi:10.1029/GL010i011p01085.
  27. ↑ Wahr, John; Dazhong, Han; Trupin, Andrew; Lindqvist, Varna (בנובמבר 1993). "Secular changes in rotation and gravity: Evidence of post-glacial rebound or of changes in polar ice?". Advances in Space Research. 13 (11): 257–269. Bibcode:1993AdSpR..13k.257W. doi:10.1016/0273-1177(93)90228-4.
  28. ↑ Davenport, Colin A.; Ringrose, Philip S.; Becker, Amfried; Hancock, Paul; Fenton, Clark (1989). "Geological Investigations of Late and Post Glacial Earthquake Activity in Scotland". Earthquakes at North-Atlantic Passive Margins: Neotectonics and Postglacial Rebound. pp. 175–194. doi:10.1007/978-94-009-2311-9_11. ISBN 978-94-010-7538-1.
  29. ↑ Grinč, M.; Zeyen, H.; Bielik, M. (2014). "Automatic 1D integrated geophysical modelling of lithospheric discontinuities: a case study from Carpathian-Pannonian Basin region". Contributions to Geophysics and Geodesy. 44 (2): 115–131. Bibcode:2014CoGG...44..115G. doi:10.2478/congeo-2014-0007. S2CID 129497623.
אוחזר מתוך "https://he.wikipedia.org/w/index.php?title=איזוסטזיה&oldid=43421956"