第二节 地壳
一、地壳的物质组成
地壳是由各种固体岩石组成的，而岩石则是各种矿物的集合体，矿物又是由各种化学元素结合而成。
（一）元素在地壳中的分布
已知地壳中大约存在有92种元素。这些元素在地壳中的含量和分布都是极不均匀的。含量不均匀表现在不同元素在地壳中所占的质量百分比是极其不同的，分布不均匀表现在同一种元素在地壳的不同地区或地点含量并不完全一致。当一些有用元素在某一地区高度富集时便形成矿产，如铁元素富集形成铁矿、金元素富集形成金矿、有机碳富集形成煤矿等。
美国学者克拉克（1889年）最早研究了地壳中元素的平均含量。他根据采自世界各地的5159个岩石样品的化学分析数据，求出了地壳内50种元素的平均质量百分比。鉴于他在这项工作中的贡献，地质学上把元素在地壳中的平均质量百分比称为元素的克拉克值。而某一地区某种化学元素的质量百分比称为该元素的丰度值。
表3.2 地壳主要元素的平均质量百分比
继克拉克之后，在许多地球科学家的共同努力之下，使元素的克拉克值不断地得到补充与修正。表3.2列举了地壳中10种最主要化学元素的克拉克值，这10种元素按克拉克值由大到小依次是O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti、H，它们共占地壳总质量的99.96％，其中O、Si、Al、Fe四种元素即占88.13％。地壳中的化学元素除少数以自然元素状态产出外，绝大部分都以化合物形式存在，其中以氧化物和含氧盐最为常见。
（二）矿物
1.矿物的概念
矿物（mineral）是地壳中天然形成的单质或化合物，它具有一定的化学成分和内部结构，因而具有一定的物理、化学性质及外部形态。
自然界大多数矿物是由两种以上的元素组成的化合物，如石英（SiO2）、方解石（CaCO3）、磁铁矿（Fe3O4）等；少数是由一种元素组成的单质矿物，如自然金（Au）、自然硫（S）、金刚石(C)等。在通常状况下，绝大多数矿物是固体，只有极少数是液体（如自然汞（Hg）、水（H2O）等）。
固体矿物按其内部质点的结构不同可分为晶质矿物和非晶质矿物两类。晶质矿物的内部质点（原子、离子或分子）呈有规律的排列，如石盐（NaCl）内部的Na+和Cl-离子在任一方向上都是按一定间隔重复出现并组成网格状。晶质矿物在有利的条件下都能生长成规则的几何多面体外形，这种几何多面体称为晶体，包围晶体的平面称晶面。晶体的大小不等，小的可以是几微米到几毫米，大的可以达几十厘米甚至几米以上。非晶质矿物的内部质点排列无规律，颇类似于液体，可以说是硬化了的液体，它在外形上常表现为均一的、无颗粒的不定形凝固体面貌。自然界中绝大多数固体矿物是晶质矿物，只有少数矿物，如火山玻璃及一些胶体凝固矿物属非晶质矿物，而且非晶质矿物随时间增长可自发转变为晶质矿物。
2.矿物的形态与物理性质
不同矿物的化学成分与内部结构不同，决定其具有不同的外部形态与物理性质，这种特定的矿物形态与物理性质是鉴定矿物的重要依据。
（1）矿物的形态
晶质矿物在有利的条件下形成的单个完整晶体（称单体）往往具有特殊的几何形态。这种单体的形态多种多样，但归纳起来，可分为三种类型：
一向延伸型 呈柱状或针状的晶形，如石英、辉锑矿、角闪石等；
二向延伸型 呈片状或板状的晶形，如云母、长石等；
三向等长型 呈粒状或等轴状晶形，如黄铁矿、石榴子石、磁铁矿等。
由同种矿物的多个单体或颗粒聚合在一起时称为矿物集合体。矿物集合体也常具有某种习惯性的形态，它们多取决于矿物单体形态及集合方式。一向延长型单体常集合成晶簇状、纤维状、放射状等集合体形态；二向延长型单体常集合型成片状、鳞片状等集合体形态；三向延长型单体常集合成粒状等集合体形态。由胶体凝聚而成的非晶质及隐晶质矿物集合体常呈鲕状、肾状和钟乳状等集合体形态。
（2）矿物的物理性质
矿物的物理性质中重要的是矿物的光学性质和力学性质。
矿物的光学性质是指矿物对可见光的吸收、透射和反射等的程度不同所引起的各种性质。它包括颜色、条痕、透明度和光泽等。
颜色 是矿物吸收可见光后所呈现的色调。如矿物对可见光中各种波长的光波均匀吸收，则随吸收程度的由小变大而呈白、灰、黑色；如对各种波长的光波选择性吸收，则呈现红、橙、黄、绿、青、蓝、紫各种鲜艳的颜色。矿物有时因混有不同杂质或其它原因使本身的颜色发生一定的变化。
条痕 是矿物粉末的颜色，通常用矿物在毛瓷板上刻划来观察。由于条痕色消除或减低了矿物中杂质或其它原因对矿物颜色的影响，突出了矿物本身的颜色，因而更稳定、更具有鉴定意义。
透明度 是指可见光透射矿物的程度。随透射程度的由大变小可分为透明、半透明和不透明三个等级。透明度由强变弱通常与矿物颜色由浅变深呈对应关系。
光泽 是矿物表面反射光波的能力。按反射光的由强到弱分为三级：金属光泽、半金属光泽和非金属光泽。非金属光泽中最常见的是玻璃光泽，此外尚见有一些特殊光泽，如油脂光泽、丝绢光泽、金刚光泽、珍珠光泽等。矿物的光泽与其颜色和透明度具反相关关系，即透明度强、颜色浅则偏向非金属光泽，反之则偏向金属光泽。
矿物的力学性质是指矿物受外力作用（敲打、刻划等）后所表现出的性质，包括硬度、解理与断口等。
硬度 是指矿物抵抗外力刻划的能力。测定矿物硬度的绝对值需用特殊装置。为了应用方便，德国矿物学家弗里德里克·摩斯（Friedrich Mohs）选择了 10种软硬不同的矿物作为10个等级标准，组成相对硬度系列，称为摩氏硬度计（表3.3）。摩氏硬度计中硬度等级高的矿物可刻动硬度等级低的矿物，但各等级之间的绝对硬度值并不成倍数或等差关系。
表3.3 摩氏硬度计
在鉴定矿物的相对硬度时，可将所测矿物与摩氏硬度计中的标准矿物相互刻划来确定。如某种矿物能刻动正长石，又被石英刻动，则其硬度介于6～7之间。在野外时，常用小刀（硬度为5.5）和指甲（硬度2.5）进行简易鉴定。
解理与断口 矿物受力后沿一定方向规则裂开的性质称为解理。裂开的面称为解理面。如菱面体的方解石被打碎后仍呈菱面体，云母可揭成一页一页的薄片。矿物中具同一方向的解理面算一组解理，如方解石有3组解理，云母只有一组解理。各种矿物解理发育程度不一样，解理面的完整性也不相同，按解理裂开的难易程度及解理面的完好程度一般分为极完全解理、完全解理、中等解理和不完全解理4个等级。如果矿物受敲击后沿任意方向裂开成凹凸不平的断面，则称为断口。断口与解理是互为消长的。常见的断口形态有贝壳状（如石英）、参差状（如黄铁矿）、锯齿状（如自然铜）等。
矿物除力学、光学性质外，还有相对密度、磁性、压电性等物理性质。这些物理性质有时在鉴定矿物时具有特殊的作用，如方铅矿（SbS）相对密度大（为7.6）、磁铁矿具磁性、纯净的石英（水晶）具压电性等。此外，某些矿物的化学性质对鉴定矿物也特别有利，如碳酸盐类的方解石加盐酸会剧烈起泡等。所以，在鉴定矿物时往往要综合各方面特点进行分析。
3.地壳中的矿物种类
地壳中目前已发现的矿物有2 270余种，常见矿物约二三百种，按矿物的化学成分可分为下述五大类：
（1）自然元素矿物
是自然界中呈元素单质状态产出的矿物。已知的该类矿物约50多种，占地壳质量的0.1％。主要包括金、银、铜、铂等金属元素矿物和砷、锑、铋、碲、硒等半金属元素矿物及硫、碳等非金属元素矿物。此类矿物一般均为重要的矿产资源。
（2）硫化物矿物
是主要由阴离子硫与一些金属阳离子相结合而形成的矿物。已知的硫化物矿物约有300余种，约占地壳质量的0.25％。常见的硫化物矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉锑矿等，它们多是有色金属及部分稀有金属的主要矿物原料。
（3）卤化物矿物
是卤族元素（F、Cl、Br、I）与K、Na、Ca、Mg等元素化合而成的矿物。其种类较少，在地壳中的含量甚低。常见的矿物有石盐、钾盐、光卤石、萤石等，它们都是工业上重要的矿产原料。
（4）氧化物和氢氧化物矿物
是由一系列金属阳离子及非金属阳离子与O2-或（OH）-相结合而成的化合物。最常见的阳离子是Si、Fe、Al、Mn、Ti等。已知此类矿物约有200余种、占地壳质量的17％。其中硅的氧化物（即石英SiO2）分布最多，约占地壳质量的12.6％；铁的氧化物和氢氧化物（如赤铁矿、磁铁矿、褐铁矿等）分布亦较广泛，占地壳质量的3％～4％；此类矿物中常见的还有铝土矿、刚玉、软锰矿、硬锰矿、锡石等。本类矿物是工业上金属矿产的主要来源。
（5）含氧盐矿物
是各种含氧酸根（如[SiO4]4-、[CO3]2-、[SO4]2-、[PO4]3-、[WO4]2-等）与金属阳离子结合而成的化合物。根据含氧酸根可进一步分为硅酸盐、碳酸盐、硫酸盐、磷酸盐、钨酸盐等盐类矿物。这类矿物种类繁多，分布广泛，是地壳中最主要的矿物组分，约占地壳质量的82.5％，其中最主要的是硅酸盐类矿物。
硅酸盐类矿物已知约有800余种，是组成地壳的最主要矿物，其总量估计占地壳质量的80％。其中最常见、分布最广的主要有长石（包括钾长石、斜长石等，约占地壳质量的50％）、普通辉石、普通角闪石、橄榄石、云母（包括黑云母、白云母等），较常见的矿物有绿泥石、高岭石、石榴子石、红柱石、蓝晶石、夕线石、绿帘石、蛇纹石、滑石等。
碳酸盐类矿物约有80余种，分布最广的矿物为方解石和白云石，约占地壳质量的2％。硫酸盐类矿物约有260种，常见的矿物有石膏、重晶石等。磷酸盐矿物中以磷灰石为常见。钨酸盐矿物中以黑钨矿及白钨矿为常见。
（三）岩石
1.岩石的概念
岩石（rock）是天然形成的、由固体矿物或岩屑组成的集合体。
地壳中的岩石种类很多，但组成岩石的主要矿物仅有20多种。岩石可以是由一种矿物组成的单矿物岩石，如大理岩主要由方解石组成；也可以是由几种矿物组成的复矿物岩石，如花岗岩是由长石、石英、云母等组成；岩石还可以是由岩屑（指早先存在的岩石破碎后的碎块，在一个岩屑中往往包含多个矿物颗粒）所组成的，如砾岩是由粒径大于2 mm的岩屑所组成。
2.岩石的矿物成分及结构、构造
地壳中的岩石种类虽多，但它并不是矿物的任意组合，而是受地质作用的特有规律所支配。不同的岩石具有不同的矿物成分及结构、构造特点，这些特点正是区别与鉴定岩石种类的主要依据。
岩石的矿物成分 不同类型的岩石往往具有不同的矿物共生组合，这主要是地质作用自然选择的结果。这种特定的矿物共生组合不仅表现在矿物的种类上，而且还表现在矿物的含量上。如花岗岩主要由长石、石英、云母组成，其中长石含量常达60％以上，石英占30％～40％，云母为5％左右，在这个组合里不可能出现橄榄石；而在超基性岩（如橄榄岩）中，矿物主要为橄榄石及辉石，在这个组合里不可能出现石英。又如在页岩中，主要为地表环境下形成的高岭石等粘土矿物组成，其含量可达90％以上，而在花岗岩等地下深处形成的岩石中却不可能出现高岭石等粘土矿物。
岩石的结构岩石的结构是指组成岩石的矿物（或岩屑）的结晶程度、颗粒大小、形状及其相互关系。也就是说，它主要是指岩石中颗粒本身的一些特点。例如花岗岩，其中的矿物颗粒全是结晶的，且颗粒较粗大,同种矿物的颗粒大小基本相等，因此，它的结构可称为中一粗粒、等粒结构；如果岩石是由岩屑组成的，这类岩石的结构称为碎屑结构，如砾岩、砂岩等。
岩石的构造岩石的构造是指岩石中的矿物（或岩屑）颗粒在空间上的分布和排列方式特点。也以花岗岩为例，其中的长石、石英、云母颗粒都是以随机的方向和方式均匀分布，这种构造称为块状构造；而对于矿物成分与花岗岩类似的片麻岩，其中的长石、石英、云母常沿着一定的方向作断断续续的定向排列，这种构造称为片麻状构造；又如砾岩、砂岩中碎屑颗粒的排列或堆积常具有分层性，这种构造称为层理构造。
3.地壳中的岩石类型
根据岩石形成的原因，地壳中的岩石可分为岩浆岩、沉积岩和变质岩三大类。
（1）岩浆岩（magmatite）
由岩浆冷凝后形成的岩石称为岩浆岩，又称火成岩。岩浆岩按其形成的环境有两种类型：岩浆喷出地表后冷凝形成的岩石称为喷出岩；岩浆在地表以下冷凝形成的岩石称为侵入岩。岩浆岩的物质成分主要是各种硅酸盐，如果以岩浆岩中SiO2化学组分的百分含量来划分，则岩浆岩可分为四大类：超基性岩（SiO2＜45％）、基性岩（SiO2为45％～52％之间）、中性岩（SiO2为52％～66％之间）和酸性岩（SiO2＞66％）。
岩浆岩的矿物成分主要包括橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、斜长石、钾长石、石英等7种，前4种矿物颜色较深，富含Fe、Mg元素，称为暗色矿物；后3种矿物颜色较浅，富含Si、Al元素，称为浅色矿物。岩浆岩中按超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩的顺序，暗色矿物逐渐减少，而浅色矿物逐渐增长，因而岩石的总体颜色也由深变浅。
岩浆岩在地表的分布面积约占20％左右，但地下深处有增加的趋势，从体积上看估计占地壳的30％～40％。地壳中最常见、分布最广的岩浆岩是玄武岩（基性喷出岩）与花岗岩（酸性侵入岩）。
（2）沉积岩（sedimentary rock）
沉积岩是在地表或近地表的条件下，由母岩（岩浆岩、变质岩和早先形成的沉积岩）风化、剥蚀的产物经搬运、沉积和硬结成岩而形成的岩石。沉积岩绝大部分是在水介质中沉积形成的，但也有少数是在空气介质中沉积形成的（如风积岩、火山碎屑岩）。沉积岩按成分可分为碎屑岩、粘土岩、化学岩和生物化学岩、火山碎屑岩等4类。
组成沉积岩的物质成分主要为：岩屑、矿物、有机质及胶结物。其中，岩屑是母岩经风化、剥蚀下来的岩石碎屑，有些则是来自于火山喷发的产物。矿物常包括3种类型：一是从原岩上风化剥蚀下来的碎屑矿物，如石英、长石、云母等；二是在风化剥蚀过程中新形成的表生矿物，主要是高岭石等粘土矿物；三是在沉积过程中形成的化学沉淀新矿物，如方解石、白云石、燧石（SiO2）、赤铁矿等。有机质在沉积岩中也很常见，主要包括动植物的遗体和骨骼，有些岩石可全部由有机质组成，如煤、珊瑚礁灰岩等。在碎屑组成的沉积岩中，还常见有胶结物将碎屑连接起来，常见的胶结物成分有钙质（CaCO3）、硅质（SiO2）、铁质（FeO、Fe2O3）、泥质等。
沉积岩在地表分布广泛，约占地表面积的70％，但其主要集中于地壳表层，全球的平均厚度约 1.8 Km，估计占地壳体积的10％左右。沉积岩中最常见、分布最广的是泥岩、页岩、砂岩和碳酸盐岩（石灰岩及白云岩）。
（3）变质岩（metamorphic rock）
变质岩是地壳中已形成的岩石（岩浆岩、沉积岩或变质岩）在高温、高压及化学活动性流体的作用下，使原岩石的物质成分、结构、构造发生改造而形成的新岩石。变质岩按形成的地质背景及原因主要包括接触变质岩、动力变质岩、区域变质岩和混合岩等几类。
变质岩的矿物以长石、石英、云母、角闪石、方解石、辉石等含量高、分布广。沉积岩中那些常温、常压下形成的表生矿物在变质岩中一般难以存在。变质岩中常出现某些只在变质岩中存在的矿物，这类矿物称变质矿物，常见的有石榴子石、红柱石、夕线石、滑石、蓝闪石、蛇纹石、石墨等，这些矿物常能反映岩石变质的环境，是鉴别变质岩的有力标志。
变质岩在地表分布面积较小，约占10％。地表的这些变质岩一般是由地下深处升起并剥蚀出露的，变质岩在地下深处分布广泛。就体积而言，变质岩可能约占地壳的50％～60％。地壳中含量多、分布广的变质岩主要有片岩、片麻岩、混合岩、麻粒岩及大理岩等。
二、地壳的类型
地壳在横向上是极不均一的。按地壳的物质组成、结构、构造及形成演化的特征，主要可分为大陆地壳与大洋地壳两种类型。大陆地壳（continental crust，简称陆壳）主要分布于大陆及其毗邻的大陆架、大陆坡地区；大洋地壳（oceanic crust，简称洋壳）主要分布在大陆坡以外的海水较深的大洋地区。
（一）大洋地壳
大洋地壳厚度较薄，一般为5～10km（不计海水厚度），在一些洋隆或海山地区可达10km以上。一般而言，厚度在洋中脊地区较薄，远离洋中脊地区厚度有增厚趋势。大洋地壳的结构比较一致，从上到下一般可分为3层：
层1 或称沉积层。为未固结或弱固结的大洋沉积物，厚度具有变化，一般在洋中脊的轴部地区缺失该层，由洋中脊向两侧到海沟或大陆坡坡脚处厚度逐渐增大，该层一般厚几百米，物质的平均密度为2.3g/cm3，地震波P波速度约为2.2km/s。
层2 或称玄武岩层。主要为玄武岩组成，有时夹有少量沉积岩。玄武岩常具有枕状构造，它是由于熔岩在厚厚的海水层之下溢散时，因压力较大，使其无法起泡并快速冷却收缩而形成的一种椭球状外形。该层的厚度变化较大，一般在0.5～2.5km之间，物质的密度为2.55～2.65g/cm3，地震波P波速度一般为5.2km/s。
层3 或称大洋层。该层的物质可能主要为变质的玄武岩、辉长岩及蛇纹岩。该层的厚度从大洋中脊向两侧有规律地增加，一般厚度3～5km，物质的密度为2.68～3g/cm3，地震波P波速度为（6.7±0.25）km/s。
大洋层以下进入上地幔，一般认为主要由橄榄岩组成，密度为3.3g/cm3，地震波P波速度约为8.1km/s。
总体来看，洋壳的厚度变化较小，物质成分主要相当于基性岩，物质的平均密度较陆壳大，约为2.8～2.9g/cm3。洋壳内部的岩石变形程度较弱，具有较统一的刚性性质。而且，洋壳形成的年代较新，一般形成于距今2亿年以来。
（二）大陆地壳
大陆地壳的厚度较大，平均厚度约33km，在某些高山地区可厚达70km，在较薄的地方有时仅25km左右。大陆地壳的结构在横向和纵向上均表现出很强的不均一性，总体上看，由上向下亦可分为3层：
上地壳 一般厚10～15km，主要由沉积岩和变质岩组成，其中常侵入或穿插着一些来自下部层位的花岗岩和混合岩体。该层物质的平均化学成分接近中—酸性岩，大致与花岗闪长岩相当。物质的密度约为2.5～2.7g/cm3，地震波纵波速度随岩性不同变化较大，一般为4～6.1km/s。
中地壳 一般厚5～10km，横向厚度变化大，各地区厚度不一。该层主要由混合岩、花岗岩及糜棱岩等岩石组成，其平均化学成分接近于酸性岩，与花岗岩相当，其密度约为.7～2.8g/cm3，地震波纵波速度一般为5.56～6.3km/s。由于该层岩石中的含水性一般较下地壳强，并且其温度和压力又较上地壳高，因此，其岩石常表现出较强的塑性流变特征，地震波速度常出现壳内低速层，而视电阻率特征则常出现高导层。
下地壳 一般厚10～20km，可能主要为麻粒岩、角闪岩及片麻岩组成，其中常散布着一些中、酸性的岩浆岩体，并可能穿插着较多的基性岩脉。下地壳物质的总体化学成分可能为中性，但略偏基性，相当于基性成分较高的闪长岩成分。该层物质的密度约为2.8～2.9g/cm3，地震波纵波速度一般为6.4～7.0km/s。
总体来看，陆壳的厚度变化较大，结构较复杂，物质成分相当于中、酸性岩，物质的平均密度较洋壳小，约为2.7～2.8g/cm3。陆壳内岩石变形强烈，而且陆壳的形成年代较老，演化时间漫长。据岩石的同位素年龄测定，格陵兰的古老片麻岩年龄达36亿～40亿a左右。现在一般认为地球的形成年龄为46亿a。所以，陆壳自地球形成的早期便开始发育，并一直演化至今。
三、地壳的重力异常与重力均衡
如果以十分接近地球大地水准面形状的扁球体代表地球，并假设地球内部的物质呈同心层状分布，每一层密度均匀，这时可以求出地球上不同纬度的理论重力值，计算公式为：
（注：ψ=纬度，此公式为1979年国际大地测量及地球物理协会提出）
这样求得的重力值称正常重力值。但实际在地面某点用重力仪获得的重力观测值与该点的正常重力值常常存在偏差，这种偏差称重力异常。引起重力异常的原因主要有以下3个方面：
（1）地面观测点并不在大地水准面上，两者有一定高差，观测点位置越高重力值越小；（2）地面观测点与大地水准面之间的剩余物质所产生的附加重力值；
（3）地球内部物质的密度分布不均匀，不像理想的那样呈密度均匀的同心层状分布。
为了得到单纯由上述第三种因素引起的重力变化，有必要消除高差的影响，把地面的重力值换算成大地水准面上的相应值，并消除观测点与大地水准面之间的剩余物质产生的附加重力，这两项工作称为布格重力校正（注：由法国大地测量学家布格所提出），从进行了这两种校正的重力观测值中减去正常重力值所得的差称为布格重力异常，差值为正称正异常，差值为负称负异常。因此，布格重力异常反映了地球特别是地壳内部物质密度的分布及不均匀性，是研究地壳结构及矿产分布的重要手段。
理论与实践表明，布格重力异常与地壳厚度（即莫霍面深度）存在着很好的相关性。由于地壳的密度较小（一般2.6～2.9g/cm3），而地幔的密度较大（＞3.3g/cm3），所以，地壳越厚，或莫霍面的位置越低，则布格重力异常值越小或负值越大；反之，地壳越薄，或莫霍面位置越浅，则布格重力异常值越大。对于一级地壳单元陆壳和洋壳来说，洋壳薄，莫霍面上凸，因而布格异常通常为较高的正值，如太平洋洋盆为+329mGal、大西洋为+272mGal、印度洋为+267mGal；而陆壳厚，莫霍面下凹，因而布格异常一般为负值，如我国的四川盆地为-150mGal左右、青藏高原为-500mGal左右。在大陆地区内部，山脉地区布格重力异常值低或负值较大，反映山脉地区地壳厚，莫霍面下凹深，仿佛存在着“山根”；而盆地或平原地区重力异常值高或负值较小，反映其地壳变薄，莫霍面变浅，形成“反山根”。所以，地形高程常与莫霍面起伏形成一种类似镜像对称的关系。
重力异常研究对找矿勘探也具有重要意义。例如，埋藏于地下的一些金属矿体，由于其密度较大，往往会引起局部重力异常值增高；而在一些石油、天然气的埋藏区，由于密度较小，常会导致局部重力异常值降低。所以，利用局部重力异常的存在及范围可以预测矿产的存在及分布范围。
如前所述，区域重力异常与地壳厚度及莫霍面起伏具有相关性。即重力异常越高，地壳越薄、莫霍界面越浅；反之，重力异常越低，地壳越厚、莫霍面越深。这种现象反映了地表质量的过剩（地形隆起）由地壳深处质量的亏损（莫霍面的下拗）所补偿。这种地壳物质为适应重力的作用，总是力求与其更深部的物质之间达到质量或重量上的平衡状态的现象称为地壳的重力均衡（isostasy）。