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지각 평형설

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목차

1. 개요

지각 평형설은 지구 지각의 평형 상태를 설명하는 이론으로, 지각의 부력이 작용하여 지각의 높이가 결정된다고 본다. 1855년 에어리와 프래트가 처음 가설을 제시했으며, 이후 헤이스카넨, 헤이포드, 베닝 마이네스 등에 의해 수정 및 발전되었다. 지각 평형설은 지각의 두께 변화(에어리-헤이스카넨 모델)나 밀도 변화(프랫-헤이포드 모델)를 통해 설명되며, 암석권의 강성을 고려하는 굴곡 평형설도 존재한다. 지각 평형설은 퇴적과 침식, 대륙 충돌, 빙상 형성 등 다양한 지질 현상에 영향을 미치며, 중력 이상 보정에도 활용된다.

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지각 평형설

2. 지각 평형설의 발달

17세기와 18세기에 프랑스의 측지학자들은 서로 다른 위도에서 위도 1도의 길이를 측정하여 지구의 모양(지오이드)을 결정하려고 시도했다(호 측정). 에콰도르에서 작업하는 한 팀은 수직 방향을 결정하는 데 사용되는 연직선이 가까운 안데스 산맥의 중력적 인력에 의해 연직선 편향될 것임을 알고 있었다. 그러나 편향은 예상보다 적었는데, 이는 산맥이 산의 질량을 보상하는 낮은 밀도의 뿌리를 가지고 있기 때문이었다. 즉, 낮은 밀도의 산 뿌리는 주변 지형 위의 산의 무게를 지탱하는 부력을 제공했다. 19세기에 인도의 영국 측량사들의 유사한 관찰은 이것이 산악 지역에서 널리 퍼진 현상임을 보여주었다. 나중에 측정된 지역 중력장과 고도 및 지역 지형에 대해 예상되는 것 간의 차이점(부게 이상)이 해양 분지에서는 양수이고 높은 대륙 지역에서는 음수임이 밝혀졌다. 이것은 해양 분지의 낮은 고도와 대륙의 높은 고도가 깊이에서도 보상됨을 보여준다.[7]

넓은 지역을 대상으로 고도와 지형 변화에 기인하는 중력 보정을 실시하여 부게 이상을 구해보면, 부게 이상이 그 지역의 지형과 매우 밀접한 관계가 있음을 알 수 있다. 부게 이상값은 해변에서는 0에 가깝고, 해양에서는 심해저 쪽으로 갈수록 (+)의 값으로 증가하며, 육지에서는 고지대 쪽으로 갈수록 (-)의 값으로 감소한다. 이러한 사실은 고지대에서는 해수면 상부에 존재하는 질량을 보상하기 위하여 지각의 평균 밀도보다 작은 밀도의 물질이 해수면 하부에 존재해야 하며, 반대로 해저 분지에 존재하는 물질의 밀도는 지각의 평균 밀도보다 커야함을 말해 준다. 즉, 평형 상태를 유지하기 위해서는 모호면 하부에 해수면과 평행한 임의의 기준면을 잡을 때 그 상부에 있는 질량에 의하여 단위 면적당의 중량은 일정해야 할 것이며, 만약 그렇지 못하면 고지대는 침강하고 분지는 융기하게 될 것이다. 이러한 평형 상태를 지각 평형이라 한다.[25]

지구 표층의 대부분에서 아이소스타시는 성립한다. 하지만 아이소스타시가 성립하지 않는 지역도 있다. 수렴형 경계와 같은 큰 수평 압력이 지각에 작용하는 경우나, 빙상과 같은 거대한 질량이 소실되어 하중 변화에 대응하여 새로운 아이소스타시가 생기는 도중 등이다. 예를 들어, 과거에 두께 2000m의 거대한 빙상에 덮여 있던 스칸디나비아 반도에서는 빙상의 소멸 후 현재도 연간 수 밀리미터 단위로 융기가 계속되고 있다.[23]

지각 평형설에 대한 언급이 시작된 것은 1855년 히말라야 산맥 부근에서 삼각 측량이 시행되었을 때이다. 프래트(Pratt)의 실제 관측 결과, 히말라야 산맥 부근에서 측량기의 연직추는 산맥 질량에 의해 계산된 기울어짐의 1/3에 불과했다. 이러한 현상에 대해 에어리와 프래트가 각각 가설을 제시했다. 에어리와 프래트의 가설에 대한 논란은 근 1세기 동안 계속되었으며,[25] 이들의 가설을 뒷받침하기 위하여 헤이스카넨(Heiskanen)의 수정, 헤이포드([https://en.wikipedia.org/wiki/John_Fillmore_Hayford Hayford])의 수정, 베닝메나즈([https://en.wikipedia.org/wiki/Vening_Meinesz Vening Meinesz])의 가설 등이 제안되었으나 지각평형에 대한 완전한 모델은 아직 완성되지 못한 상태이다. 지각 평형이란 용어는 에어리와 프래트의 가설 발표 후에 더튼이 지각의 평형 상태를 일컬어 지각 평형이란 용어를 사용했다.[24]

미국 지질학자 클라렌스 더튼은 1889년에 이 일반적인 현상을 설명하기 위해 '평형설'이라는 단어를 사용했다.[4][5][6] 그러나 그 당시 이미 이 현상을 설명하기 위한 두 가지 가설이 제안되었는데, 1855년에 조지 에어리에 의한 것과 존 헨리 프랫에 의한 것이었다. 에어리 가설은 나중에 핀란드 측지학자 베이코 알렉산테리 헤이스카넨에 의해, 그리고 프랫 가설은 미국 측지학자 존 필모어 헤이포드에 의해 수정되었다.[3]


  • - 지구 표층인 딱딱하고 유동성이 적은 층을 '''암석권'''이라 부르며, 암석권을 그 위에 띄우고 있는 비교적 높은 유동성을 가진 층을 '''연약권'''이라고 부른다. 암석권은 맨틀 최상부의 딱딱한(탄성적인 성질이 강한) 부분인 '''리드'''와 지구 최표층의 지각을 합한 것이다. 연약권은 고체이지만 부분적으로 용융되어 있으며, 오랜 시간으로 보면 액체와 같은 유동성을 가진다.


아이소스타시는 우리가 평소에 보는 산이나 해저와 같은 지형 형성에 중요한 역할을 한다. 아이소스타시에 의해 지각의 두께는 그 땅의 표고를 결정하는 가장 중요한 요소가 된다. 리드는 연약권보다 밀도가 크기 때문에 리드만으로는 연약권에 가라앉는다. 밀도가 작은 지각이 그 위에 접착함으로써 부력이 생긴다. 부력은 물체의 체적이 크면 클수록 강해지기 때문에 두꺼운 지각은 더 강한 부력을 얻어 표고를 높인다. 거대한 암석 덩어리는 높이 솟아오르는 산악이 되고, 반대로 얇은 암반은 해저가 된다.[22]

에어리-헤이스카넨 가설과 프랫-헤이포드 가설 모두 평형설이 국부 정역학적 균형을 반영한다고 가정한다. 세 번째 가설인 암석권 휨은 지구의 외부 껍질인 암석권의 강성을 고려한다. 암석권 휨은 19세기 말에 마지막 빙하기 말에 대륙 빙하가 녹은 후 스칸디나비아에서 융기된 해안선을 설명하기 위해 처음 사용되었다. 마찬가지로 미국 지질학자 G. K. 길버트는 본네빌 호의 융기된 해안선을 설명하기 위해 사용했다.[8] 이 개념은 1950년대에 네덜란드 측지학자 베닝 마이네스에 의해 더 발전되었다.[3]

2. 1. 에어리의 가설 (Airy, 1855)

히말라야 산맥 부근에서 시행된 삼각 측량에서 프래트(Pratt)의 실제 관측 결과, 측량기의 연직추가 산맥 질량에 의해 계산된 기울어짐의 1/3에 불과했다. 이러한 현상에 대해 에어리는 프래트와 함께 가설을 제시했다.[25]

에어리는 길이가 서로 다른 동 막대기들이 수은 위에 떠 있는 경우로 지각 평형을 비유했다. 수은면 위에 더 많이 올라온 동 막대기일수록 그 밑은 수은 속으로 더 깊게 잠겨있는 것처럼 고산 지대에서는 지각이 맨틀 안으로 더 깊게 내려가고, 해저 분지에서는 반대로 얕게 나타난다는 것이다. 그의 설명에 의하면 지각 평형은 얇고 딱딱하며 밀도가 균일한 지각이 밀도가 더 큰 맨틀 위에 떠있는 상태이다. 이때 가장 깊게 내려간 산맥의 뿌리와 접하는 수평면은 최상의 등압력면이라 하며, 이 면 상부에 있는 질량에 의하여 이 면에 작용하는 압력은 어디에서나 같음을 뜻한다.[25]

에어리 평형설, 일정한 밀도의 지각이 밀도가 더 높은 맨틀 위에 떠 있으며, 지형은 지각의 두께에 의해 결정된다.


실제 분지 시나리오에 적용된 에어리 평형설. 맨틀에 가해지는 총 하중은 지각 기저, 밀도가 낮은 퇴적물, 그리고 그 위에 있는 해양 수로 구성된다


이 모델의 기초는 파스칼의 법칙이며, 특히 정적 평형 상태의 유체 내에서 정수압은 동일한 고도(정수압 보상 표면)의 모든 지점에서 동일하다는 결론이다.[3]

h1⋅ρ1 = h2⋅ρ2 = h3⋅ρ3 = ... hn⋅ρn

표시된 단순화된 그림의 경우, 산맥 근원(b1)의 깊이는 다음과 같이 계산된다.

: (h_1+c+b_1)\rho_c = (c\rho_c)+(b_1\rho_m)

: {b_1(\rho_m-\rho_c)} = h_1\rho_c

: b_1 = \frac{h_1\rho_c}{\rho_m-\rho_c}

여기서 \rho_m 은 맨틀의 밀도(약 3300kg/m3)이고, \rho_c 는 지각의 밀도(약 2750kg/m3)이다. 따라서 일반적으로:

:''b''1 ≅ 5⋅''h''1

음의 지형(해양 분지)의 경우, 암석권 기둥의 균형은 다음과 같다.

: c\rho_c = (h_2\rho_w)+(b_2\rho_m)+[(c-h_2-b_2)\rho_c]

: {b_2(\rho_m-\rho_c)} = {h_2(\rho_c-\rho_w)}

: b_2 = (\frac{\rho_c-\rho_w}{\rho_m-\rho_c}){h_2}

여기서 \rho_m 은 맨틀의 밀도(약 3300kg/m3), \rho_c 는 지각의 밀도(약 2750kg/m3)이고, \rho_w 는 물의 밀도(약 1000kg/m3)이다. 따라서 일반적으로:

:''b''2 ≅ 3.2⋅''h''2

2. 2. 프래트의 가설 (Pratt, 1859)

'''프래트'''(Pratt, 1859)는 에어리의 가설을 부분적으로 비판하며 지각 평형에 대한 다른 설명을 내놓았다. 프래트의 가설은 산맥이나 해양 지역에서 해수면 위아래에 존재하는 초과 또는 결핍된 질량만큼 지각의 밀도가 작아지거나 커지는 보상 작용에 의해 지각이 평형을 이룬다는 설이다. 프래트는 이를 밀도와 길이가 서로 다른 금속 막대기가 수은 위에 떠 있는 경우로 비유했는데, 밀도가 작은 막대기일수록 수은면으로부터 더 높이 솟아 있지만 수은면 밑으로 잠긴 부분의 길이는 모든 막대기가 같아서 일정한 수평면을 이루고 있다고 보았다. 즉, 보상 깊이는 해수면으로부터 일정하며 해수면과 평행한 수평면을 이루며, 고지대에서의 지각 물질의 밀도는 지각의 평균 밀도보다 작고, 반대로 해저 분지에서는 크다고 설명한다.[25] 프래트의 가설도 보상 깊이 위의 면 상부에 있는 질량에 의해 이 면에 작용하는 압력은 어디에서나 같다고 설명하며, 이는 에어리의 가설에서 최상의 등압력면에 작용하는 압력이 어디에서나 같았음과 같은 맥락의 설명이다.

간단화된 모델의 경우, 새로운 밀도는 다음과 같이 주어진다. ρ1 = ρc * c / (h1 + c). 여기서 h1는 산의 높이이고 c는 지각의 두께이다.[3]

2. 3. 헤이스카넨의 수정 (Heiskanen)

지진파 연구 결과에 따르면, 일반적으로 산맥에서 지각은 두껍고 깊으며, 해저 분지에서는 얇고 얕아서 에어리의 가설이 일면 타당한 것처럼 보인다. 하지만 산맥과 해저에서의 밀도가 서로 다르다는 점에서는 프래트의 가설이 타당하다.[25] 이러한 지진파와 중력 연구 결과를 종합하여 헤이스카넨(Heiskanen)은 에어리의 모델을 2/3, 프래트의 모델을 1/3 정도 따른다고 설명하며 수정된 지각 평형 모형을 제시했다.

2. 4. 베닝 마이네스 (Vening Meinesz)의 가설

수직 하중(녹색)에 대한 반응으로 나타나는 암석권(회색)의 평형적 수직 운동


이 가설은 해산(예: 하와이 제도)과 같은 거대한 지형 하중이 암석권의 국지적인 변위가 아닌 지역적인 변위에 의해 보상될 수 있는지를 설명하기 위해 제안되었다. 이는 암석권 굽힘에 대한 보다 일반적인 해법이며, 하중이 굽힘 파장보다 훨씬 크거나 암석권의 굽힘 강성이 0에 가까워지면 위에서 언급한 국지적으로 보상되는 모델에 접근한다.[3]

해양 지각의 한 지역의 수직 변위 ''z''는 다음 미분 방정식으로 설명될 수 있다.

:D\frac{d^4z}{dx^4}+(\rho_m-\rho_w)zg = P(x)

여기서 \rho_m과 \rho_w는 연약권과 해수의 밀도이고, ''g''는 중력 가속도이며, P(x)는 해양 지각에 가해지는 하중이다. 매개변수 ''D''는 ''굽힘 강성''으로, 다음과 같이 정의된다.

:D=ET^3_c/12(1-\sigma^2)

여기서 ''E''는 영률, \sigma는 푸아송 비, T_c는 암석권의 두께이다. 이 방정식의 해는 다음과 같은 특성 파수를 갖는다.

:\kappa=\sqrt[4]{(\rho_m-\rho_w)g/4D}

강성층이 약해질수록 \kappa는 무한대에 가까워지고, 그 거동은 Airy-Heiskanen 가설의 순수한 정역학적 평형에 접근한다.

3. 지각 평형 모델

지각 평형설에는 세 가지 주요 모델이 있다.[3]

모델명설명
에어리-하이스타넨 모델다양한 지형 높이가 지각 두께의 변화에 의해 결정되며, 지각은 일정한 밀도를 가진다.
프랫-헤이포드 모델다양한 지형 높이가 암석 밀도의 측면 변화에 의해 결정된다.
베닝 마이네츠 (굴곡 평형설) 모델암석권이 탄성 판 역할을 하며, 고유한 강성으로 인해 국부적인 지형 부하를 굴곡을 통해 넓은 지역에 분산시킨다.



에어리와 프랫 평형설은 부력으로 설명되지만, 굴곡 평형설은 유한한 탄성 강도를 가진 판이 변형될 때의 부력을 설명한다. 에어리와 프랫 모델은 물질의 강성을 고려하지 않지만, 굴곡 평형설은 강성 지각 변형에 따른 탄성력을 고려한다.

맨틀 물질이 정지 상태여야만 완벽한 평형이 가능하다. 그러나 열 대류로 인해 점성력이 발생한다. '''평형 이상'''은 부게 이상에서 지하 보상에 의한 중력 이상을 뺀 값으로, 평형 상태로부터의 국부적인 편차를 측정한다. 평평한 고원 중심에서는 자유 공기 이상과 거의 같다. 심층 동적 평형설(DDI) 모델은 점성력을 포함하며, 평형 반등 속도 측정은 상부 맨틀 점성에 대한 정보를 제공한다.[9]

3. 1. 에어리-하이스타넨 모델

이 모델의 기초는 파스칼의 법칙이며, 특히 정적 평형 상태의 유체 내에서 정수압은 동일한 고도(정수압 보상 표면)의 모든 지점에서 동일하다는 결론이다.[3]

:h1⋅ρ1 = h2⋅ρ2 = h3⋅ρ3 = ... hn⋅ρn

표시된 단순화된 그림의 경우, 산맥 근원(b1)의 깊이는 다음과 같이 계산된다.

: (h_1+c+b_1)\rho_c = (c\rho_c)+(b_1\rho_m)

: {b_1(\rho_m-\rho_c)} = h_1\rho_c

: b_1 = \frac{h_1\rho_c}{\rho_m-\rho_c}

여기서 \rho_m 은 맨틀의 밀도(약 3300kg/m3)이고, \rho_c 는 지각의 밀도(약 2750kg/m3)이다. 따라서 일반적으로:

:''b''1 ≅ 5⋅''h''1

음의 지형(해양 분지)의 경우, 암석권 기둥의 균형은 다음과 같다.

: c\rho_c = (h_2\rho_w)+(b_2\rho_m)+[(c-h_2-b_2)\rho_c]

: {b_2(\rho_m-\rho_c)} = {h_2(\rho_c-\rho_w)}

: b_2 = (\frac{\rho_c-\rho_w}{\rho_m-\rho_c}){h_2}

여기서 \rho_m 은 맨틀의 밀도(약 3300kg/m3)이고, \rho_c 는 지각의 밀도(약 2750kg/m3)이고, \rho_w 는 물의 밀도(약 1000kg/m3)이다. 따라서 일반적으로:

:''b''2 ≅ 3.2⋅''h''2

지구 표층의 딱딱하고 유동성이 적은 층을 '''암석권'''이라 부르며, 암석권을 그 위에 띄우고 있는 비교적 높은 유동성을 가진 층을 '''연약권'''이라고 부른다. 암석권은 맨틀 최상부의 딱딱한(탄성적인 성질이 강한) 부분인 '''리드'''와 지구 최표층의 지각을 합한 것이다. 연약권은 고체이지만 부분적으로 용융되어 있으며, 오랜 시간으로 보면 액체와 같은 유동성을 가진다.

아이소스타시는 산이나 해저와 같은 지형 형성에 중요한 역할을 한다. 아이소스타시에 의해 지각의 두께는 그 땅의 표고를 결정하는 가장 중요한 요소가 된다. 리드는 연약권보다 밀도가 크기 때문에 리드만으로는 연약권에 가라앉는다. 밀도가 작은 지각이 그 위에 접착함으로써 부력이 생긴다. 부력은 물체의 체적이 크면 클수록 강해지기 때문에 두꺼운 지각은 더 강한 부력을 얻어 표고를 높인다. 지각의 두께와 그 땅의 표고 높이가 일반적으로 비례함을 보여준다. 거대한 암석 덩어리는 높이 솟아오르는 산악이 되고, 얇은 암반은 해저가 된다.[22]

지구 표층의 대부분에서 아이소스타시는 성립한다. 하지만 아이소스타시가 성립하지 않는 지역도 있다. 수렴형 경계와 같은 큰 수평 압력이 지각에 작용하는 경우나, 빙상과 같은 거대한 질량이 소실되어 하중 변화에 대응하여 새로운 아이소스타시가 생기는 도중 등이다. 예를 들어, 과거에 두께 2000m의 거대한 빙상에 덮여 있던 스칸디나비아 반도에서는 빙상의 소멸 후 현재도 연간 수 밀리미터 단위로 융기가 계속되고 있다.[23]

3. 2. 프랫-헤이포드 모델

간단화된 모델의 경우, 새로운 밀도는 다음과 같이 주어진다. \rho_1 = \rho_c \frac{c}{h_1+c} . 여기서 h_1는 산의 높이이고, c는 지각의 두께이다.[3]

3. 3. 베닝 마이네스 (굴곡 평형설) 모델



베닝 마이네스 모델은 해산(예: 하와이 제도)과 같은 거대한 지형 하중이 암석권의 국지적인 변위가 아닌 지역적인 변위에 의해 보상될 수 있는지를 설명하기 위해 제안되었다. 이는 암석권 굽힘에 대한 보다 일반적인 해법이며, 하중이 굽힘 파장보다 훨씬 크거나 암석권의 굽힘 강성이 0에 가까워지면 위에서 언급한 국지적으로 보상되는 모델에 접근한다.[3]

해양 지각의 한 지역의 수직 변위 ''z''는 다음 미분 방정식으로 설명될 수 있다.

:D\frac{d^4z}{dx^4}+(\rho_m-\rho_w)zg = P(x)

여기서 \rho_m과 \rho_w는 연약권과 해수의 밀도이고, ''g''는 중력 가속도이며, P(x)는 해양 지각에 가해지는 하중이다. 매개변수 ''D''는 ''굽힘 강성''으로, 다음과 같이 정의된다.

:D=ET^3_c/12(1-\sigma^2)

여기서 ''E''는 영률, \sigma는 푸아송 비, T_c는 암석권의 두께이다. 이 방정식의 해는 다음과 같은 특성 파수를 갖는다.

:\kappa=\sqrt[4]{(\rho_m-\rho_w)g/4D}

강성층이 약해질수록 \kappa는 무한대에 가까워지고, 그 거동은 Airy-Heiskanen 가설의 순수한 정역학적 평형에 접근한다.

4. 지각 평형의 예시

지형 형성에 중요한 역할을 하는 아이소스타시는 지각의 두께가 땅의 표고를 결정하는 가장 중요한 요소가 되게 한다. 밀도가 작은 지각이 연약권 위에 접착함으로써 부력이 생기는데, 두꺼운 지각은 더 강한 부력을 얻어 표고를 높인다. 거대한 암석 덩어리는 높이 솟아오르는 산악이 되고, 반대로 얇은 암반은 해저가 된다.[22] 지구 표층 대부분에서 아이소스타시가 성립하지만, 수렴형 경계처럼 큰 수평 압력이 지각에 작용하는 경우나, 빙상과 같은 거대한 질량이 소실되어 하중 변화에 대응하여 새로운 아이소스타시가 생기는 도중에는 성립하지 않는 지역도 있다.

4. 1. 핀란드의 보트니아만

현재 세계에서 고도가 가장 심하게 변하고 있는 지역 중 하나로, 수년 간에 걸친 측정 결과에 의하면 1년에 약 9mm 정도 융기한다고 한다. 이와 같은 융기는 플라이스토세에 빙하 중심부였던 이 지역이 얼음의 하중에 의하여 침강하였다가, 얼음이 녹아 없어지면서 지각 평형을 이루기 위해 융기가 진행 중에 있는 것으로 알려지고 있다.[25]

4. 2. 스칸디나비아 반도

과거 두께 2,000미터의 거대한 빙상에 덮여 있던 스칸디나비아 반도는 빙상이 소멸된 후 현재도 연간 수 밀리미터 단위로 융기가 계속되고 있다.[23]

4. 3. 북아메리카 분지 및 산지 주 (Basin and Range Province)

분지 및 산지 주 (Basin and Range Province)로 불리는 북아메리카 서부 지역에서, 지각 평형 이상은 태평양 연안 부근을 제외하고는 작으며, 이는 해당 지역이 일반적으로 지각 평형에 가깝다는 것을 나타낸다. 그러나 지각 기저면의 깊이는 지형의 높이와 강한 상관관계를 보이지 않는다. 이는 이 지역의 상부 맨틀이 불균질하며 밀도에 상당한 측면적 변화가 있다는 증거를 제공한다 (프랫 가설을 통해).[21]

4. 4. 해령

해령은 프랫 가설에 의해 상부 맨틀의 밀도가 유난히 낮은 지역으로 설명된다.[13] 이는 해령 아래에 존재하는 더 높은 온도에서 기인한 열팽창을 반영한다.[13]

5. 중력과 지각 평형

지구 표층의 딱딱하고 유동성이 적은 층은 '''암석권'''이며, 암석권을 띄우고 있는 유동성이 높은 층은 '''연약권'''이다. 암석권은 맨틀 최상부의 '''리드'''와 지각을 합한 것이다. 연약권은 고체이지만 부분 용융되어 장시간 관찰 시 액체처럼 유동한다.

산, 해저 등 지형 형성에 중요한 아이소스타시(지각 평형설)에 의해 지각 두께는 표고를 결정하는 주요 요인이 된다. 리드는 연약권보다 밀도가 커서 가라앉지만, 밀도가 작은 지각이 부착되어 부력이 발생한다. 부력은 체적에 비례하여 커지므로, 두꺼운 지각은 더 큰 부력으로 표고를 높인다. 즉, 지각 두께와 표고는 대체로 비례하며, 거대한 암석은 산악이 되고 얇은 암반은 해저가 된다.[22]

대부분 지역에서 아이소스타시가 성립하나, 수렴형 경계처럼 큰 수평 압력이 작용하거나 빙상 소실로 하중 변화에 대응하여 새로운 아이소스타시가 형성되는 과정에서는 성립하지 않을 수 있다. 예시로, 과거 2000m 두께 빙상에 덮였던 스칸디나비아 반도는 빙상 소멸 후 현재도 연간 수 밀리미터씩 융기하고 있다.[23]

5. 1. 지각 평형 보정

넓은 지역을 대상으로 고도와 지형 변화에 기인하는 중력 보정을 실시하여 부게 이상을 구해보면, 부게 이상이 그 지역의 지형과 매우 밀접한 관계가 있음을 알 수 있다. 부게 이상값은 해변에서는 0에 가깝고, 해양에서는 심해저 쪽으로 갈수록 (+)의 값으로 증가하며, 육지에서는 고지대 쪽으로 갈수록 (-)의 값으로 감소한다. 이러한 사실은 고지대에서는 해수면 상부에 존재하는 질량을 보상하기 위하여 지각의 평균 밀도보다 작은 밀도의 물질이 해수면 하부에 존재해야 하며, 반대로 해저 분지에 존재하는 물질의 밀도는 지각의 평균 밀도보다 커야 함을 말해 준다. 즉, 평형 상태를 유지하기 위해서는 모호면 하부에 해수면과 평행한 임의의 기준면을 잡을 때 그 상부에 있는 질량에 의하여 단위 면적당 중량은 일정해야 할 것이며, 만약 그렇지 못하면 고지대는 침강하고 분지는 융기하게 될 것이다. 이러한 평형 상태를 지각 평형이라 한다.[25]

지각 평형설에 따른 지각의 수평적 밀도 변화나 두께 변화에 대해 중력값을 보정해주는 것을 지각 평형 보정이라고 한다. 중력 탐사에서 최종적으로 필요한 중력값은 각종 보정을 거친 중력값에서 표준 중력값을 뺀 값인데, 표준 중력값은 지구 중심으로부터의 거리가 같은 곳의 밀도는 모두 일정하다는 가정하에 유도된 값이다. 그러나 지각 평형설에 의하면 밀도가 일정하지 않으므로 이에 대한 보정도 필요하다. 주로 대규모 중력 탐사에 필요하다.[24]

5. 2. 지각 평형 이상

넓은 지역을 대상으로 고도와 지형 변화에 기인하는 중력 보정을 실시하여 부게 이상(bouguer anomaly)을 구해보면, 부게 이상이 그 지역의 지형과 매우 밀접한 관계가 있음을 알 수 있다. 부게 이상값은 해변에서는 0에 가깝고, 해양에서는 심해저 쪽으로 갈수록 (+)의 값으로 증가하며, 육지에서는 고지대 쪽으로 갈수록 (-)의 값으로 감소한다. 이러한 사실은 고지대에서는 해수면 상부에 존재하는 질량을 보상하기 위하여 지각의 평균 밀도보다 작은 밀도의 물질이 해수면 하부에 존재해야 하며, 반대로 해저 분지에 존재하는 물질의 밀도는 지각의 평균 밀도보다 커야 함을 말해 준다. 즉, 평형 상태를 유지하기 위해서는 모호면 하부에 해수면과 평행한 임의의 기준면을 잡을 때 그 상부에 있는 질량에 의하여 단위 면적당 중량은 일정해야 할 것이며, 만약 그렇지 못하면 고지대는 침강하고 분지는 융기하게 될 것이다. 이러한 평형 상태를 일컬어 지각 평형이라 한다.[25]

지각 평형 보정까지 실시하여 얻은 중력 이상은 부게 이상에서 지각 평형 보정량을 뺀 값이다.[24] 프래트의 가설에 의한 보정을 실시한 값은 프래트(또는 헤이포드) 지각 평형 이상이라 하며, 에어리의 가설을 이용한 보정은 에어리(또는 헤이즈카넨) 지각 평형 이상이라고 한다.

6. 지각 평형의 영향

지구 표층의 딱딱하고 유동성이 적은 층은 '''암석권'''이며, 암석권을 띄우고 있는 유동성이 높은 층은 '''연약권'''이다. 암석권은 맨틀 최상부의 딱딱한 부분인 '''리드'''와 지각을 합한 것이다. 연약권은 고체이지만 부분적으로 용융되어 있어, 오랜 시간 동안 액체와 같은 유동성을 가진다.

지각 평형은 산이나 해저와 같은 지형 형성에 중요하며, 지각 두께는 표고를 결정하는 가장 중요한 요소이다. 리드는 연약권보다 밀도가 커서 가라앉지만, 밀도가 작은 지각이 접착하여 부력이 생긴다. 부력은 물체의 체적이 클수록 강해지므로, 두꺼운 지각은 더 강한 부력을 얻어 표고를 높인다. 일반적으로 지각 두께와 표고는 비례하며, 거대한 암석 덩어리는 산악이 되고 얇은 암반은 해저가 된다.[22]

지구 표층 대부분에서 지각 평형이 성립하지만, 수렴형 경계처럼 큰 수평 압력이 작용하거나 빙상 소실로 하중 변화에 대응하여 새로운 지각 평형이 생기는 지역에서는 성립하지 않는다.[23]

6. 1. 퇴적과 침식

대량의 퇴적물이 특정 지역에 쌓이면, 그 무게 때문에 아래 지각이 가라앉을 수 있다. 반대로, 대량의 물질이 한 지역에서 침식되면 그 땅은 이를 보상하기 위해 융기할 수 있다. 산맥이 침식되면 (줄어든) 산맥은 더 침식되기 위해 (어느 정도까지) 위로 융기한다. 현재 지표면에 보이는 일부 암석 지층은 다른 지층 아래에 묻혀 표면 아래 깊은 곳에서 역사의 많은 부분을 보냈을 수 있으며, 다른 지층이 침식되어 없어지고 하층이 위로 융기하면서 결국 노출되게 된다.[12]

이는 빙산에 비유할 수 있는데, 빙산은 항상 질량의 일정 비율을 물 표면 아래에 둔 채 떠 있다. 만약 눈이 빙산 상단에 내리면, 빙산은 물속으로 더 깊이 가라앉을 것이다. 만약 빙산 상단의 얼음층이 녹으면, 남은 빙산은 융기할 것이다. 마찬가지로 지구의 암석권은 연약권에서 "떠다닌다".[12]

6. 2. 대륙 충돌

대륙이 충돌하면 충돌 지점에서 대륙 지각이 두꺼워질 수 있다. 또한, 두 판 중 하나가 다른 판 아래로 섭입하는 현상도 매우 흔하게 발생한다. 그 결과 충돌대 지각은 평균적인 대륙 지각의 두께인 40km에 비해 최대 80km까지 두꺼워진다. 에어리 가설에 따르면, 이렇게 형성된 산맥의 뿌리는 산의 높이보다 약 5배 깊어질 것이라고 예측하며, 이는 32km 대 8km에 해당한다. 다시 말해, 두꺼워진 지각의 대부분은 빙산의 대부분이 수면 아래에 있는 것처럼 위로 솟아오르기보다는 ''아래로'' 이동한다.

그러나 수렴형 판 경계는 지각 변동이 매우 활발하며, 표면 특징은 동적 수평 응력에 의해 부분적으로 지지되므로 완전한 정적 평형 상태에 있지 않다. 이러한 지역은 지구 표면에서 가장 높은 정적 이상치를 보인다.[21]

6. 3. 빙상

빙상의 형성은 지구 표면을 침강시킬 수 있다. 반대로, 발트 해[14]와 허드슨 만[15] 주변과 같이 한때 빙상으로 덮여 있던 지역에서 빙상이 녹으면서 등시성 후 빙하기 반등이 관찰된다. 빙상이 후퇴함에 따라 암석권과 연약권에 가해지는 하중이 감소하고, 이들은 평형 수준으로 다시 '반등'한다. 이러한 방식으로, 현재 해수면보다 수백 미터 위에 있는 과거의 해안 절벽과 관련된 파식대를 찾을 수 있다. 반등 운동은 매우 느리게 일어나기 때문에, 마지막 빙하기가 끝나면서 발생한 융기는 아직도 계속되고 있다.

예를 들어, 과거에 두께 2,000미터의 거대한 빙상에 덮여 있던 스칸디나비아 반도에서는 빙상의 소멸 후 현재도 연간 수 밀리미터 단위로 융기가 계속되고 있다.[23]

6. 4. 암석권-연약권 경계 (LAB)

지각 평형설은 종종 암석권-연약권 경계(LAB)의 위치를 결정하는 데 사용된다.[20]

지구 표층인 딱딱하고 유동성이 적은 층을 '''암석권'''이라 부르며, 암석권을 그 위에 띄우고 있는 비교적 높은 유동성을 가진 층을 '''연약권'''이라고 부른다. 암석권은 맨틀 최상부의 딱딱한(탄성적인 성질이 강한) 부분인 '''리드'''와 지구 최표층의 지각을 합한 것이다. 연약권은 고체이지만 부분적으로 용융되어 있으며, 오랜 시간으로 보면 액체와 같은 유동성을 가진다.

참조

[1] 간행물 Sea level and vertical motion of continents from dynamic Earth models since the Late Cretaceous 2012
[2] 간행물 The seismic anomaly beneath Iceland extends down to the mantle transition zone and no deeper 2000
[3] 서적 Isostasy and flexure of the lithosphere Cambridge University Press 2001
[4] 논문 Physics of the Earth's crust; discussion 1882
[5] 논문 Clarence Edward Dutton (1841–1912): soldier, polymath and aesthete 2007
[6] 웹사이트 Clarence Edward Dutton http://www.nasonline[...] National Academy of Sciences 1958
[7] 서적 Global tectonics. Wiley-Blackwell 2009
[8] 논문 Lake Bonneville 1890
[9] 논문 Mantle Flow and Determining Position of LAB Assuming Isostasy
[10] 서적 Glossary of geology. American Geological Institute 1997
[11] 서적 A dictionary of geology and earth sciences Oxford University Press 2013
[12] 서적 Physical geology : exploring the Earth West Pub. Co 1992
[13] 서적 Principles of igneous and metamorphic petrology Cambridge University Press 2009
[14] 논문 Rates of Holocene isostatic uplift and relative sea-level lowering of the Baltic in SW Finland based on studies of isolation contacts https://onlinelibrar[...] 2008-06-28
[15] 논문 Late Quaternary sea surface conditions in the Laurentian Fan: Evidence from coccolith and dinocyst assemblages https://www.scienced[...] 2013-10-01
[16] 논문 Horizontal motions due to post-glacial rebound 1990-06
[17] 논문 Higher harmonic effects of the Earth's gravitational field from post-glacial rebound as observed by Lageos 1983-11
[18] 논문 Secular changes in rotation and gravity: Evidence of post-glacial rebound or of changes in polar ice? 1993-11
[19] 서적 Earthquakes at North-Atlantic Passive Margins: Neotectonics and Postglacial Rebound 1989
[20] 논문 Automatic 1D integrated geophysical modelling of lithospheric discontinuities: a case study from Carpathian-Pannonian Basin region https://journal.geo.[...]
[21] 웹사이트 地球の構造 地質調査総合センター https://www.gsj.jp/g[...]
[22] 서적 地震・プレート・陸と海 : 地学入門 岩波書店
[23] 문서
[24] 웹사이트 http://gpl.snu.ac.kr[...]
[25] 서적 기초지구물리학 우성출판사 2002


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