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地壳均衡
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地壳均衡
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描述地壳状态和运动的一种理论。它阐明地壳的各个地块趋向于静力平衡的原理，即在大地水准面以下某一深度处常有相等的压力，大地水准面之上山脉（或海洋）的质量过剩（或不足）由大地水准面之下的质量不足（或过剩）来补偿。运用地壳均衡学说可以研究地球内部构造，如上地幔的起伏；还可用于大地测量学中研究大地水准面形状，推估重力异常和计算垂线偏差等。
1749年，法国大地测量学家布格(P.Bouguer)在南美的秘鲁测量子午线弧长时，发现安第斯山脉的巨大质量产生的引力似乎特别小。随着测量精度的提高，1854年英国大地测量学家普拉特（J.H.Pratt）分析喜马拉雅山南麓印度大地测量结果，发现实测的垂线偏差值比由可见地形质量算得的数值要小得多。为了解释这种现象，他假设地壳的密度随地形高度的增加而减少，并认为山脉象发酵的面包一样，是由地下物质从某一深度向上膨胀形成的。1855年英国天文学家艾里（G.B.Airy）推论，象喜马拉雅山这样大的山脉，物质的重量是不能由地壳来支持的，必定从地壳以下的某一深处就开始得到支撑，因此他认为地壳物质就象浮在水中的木块。木块高出水面越多，相应地陷入水中越深。1889年，美国地质学家达顿（C.E.Dutton）第一次提出“地壳均衡”这个词，他取自拉丁文“isostasios”，并对地壳均衡作了详细的讨论。20世纪初,J.F.海福德、海伊斯卡宁(W.A.Heiskanen)和韦宁·迈内兹(F.A.VeningMeinesz)等人进一步完善了普拉特和艾里的假想,形成3种地壳均衡学说。
①普拉特-海福德地壳均衡模型认为大地水准面以下某一深度处存在一个等压面，又称均衡补偿面。从大地水准面到该面的距离称为补偿深度D（图1）,此深度几乎处处相等。地球表面之所以出现高山、平原和海洋，是由于地壳冷凝时不均匀收缩所致。从地面到均衡补偿面之间每一个等截面的柱体的质量相等，也就是高度乘地壳密度ρ为常数。
②艾里－海伊斯卡宁地壳均衡模型把地壳视为较轻的均质岩石柱体（名为硅铝层），它漂浮在较重的均质岩浆（名为硅镁层）上，处于平衡状态（图2）。根据阿基米德原理可知，山愈高则陷入岩浆愈深形成山根，海愈深则岩浆向上凸出也愈高，形成反山根。这样，较轻的山根补偿山体的质量过剩，较重的反山根补偿海水的质量不足。因此均衡补偿面通过山根的底部。
③韦宁·迈内兹地壳均衡模型假设地壳本身是具有一定强度的弹性板，高低不等的地形质量是加在此弹性板上的负荷，它将弹性板压弯而不破裂，使其陷入岩浆内,一直达到流体静平衡为止（图3）。弹性板的弯曲量和负荷的重量成正比。由于压弯后的地壳排开了周围的岩浆，因而产生了均衡补偿。这是对艾里-海伊斯卡宁地壳均衡模型的修正,两者不同之处在于艾里－海伊斯卡宁地壳均衡模型是把地壳处理成互不联系的孤立柱体，因此是局部性补偿，而在韦宁·迈内兹地壳均衡模型中，由于地壳的弹性弯曲，不可能把地壳分为彼此没有凝聚作用的孤立柱体，因此这是区域性补偿。
60年代以来，又有伍拉德(C.D.Woolard)、多尔曼(L.M.Dorman)以及班克斯(R.I.Banks)等从不同的角度对地壳均衡学说作了补充、修正和发展。伍拉德等采用可变的地壳密度和上地幔密度模型，对艾里－海伊斯卡宁均衡模型作了修正，使之更符合地球物理的实际。多尔曼等人事先对均衡补偿模型不作任何规定，只是假设在局部补偿的情况下，均衡补偿的影响是地形和均衡响应函数的褶积，而均衡响应函数是单位地形负载引起地下密度的变化对重力产生的效应，可以根据实测的重力和地形通过频谱分析计算出来。这种理论称为实验均衡理论。在多尔曼之后，班克斯等又以区域补偿代替局部补偿，对实验均衡理论作了进一步改进。
尽管地壳的强度、弹性和岩浆活动等阻止地壳趋于均衡，但就全球大范围而言，地壳仍趋于静力平衡状态。据统计，全球近百分之九十的地区基本上处于这一状态，因此，地壳均衡学说受到普遍重视。
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