1、 地球(dqi)物理學概論思考和習題集地球(dqi)物理學，固體地球物理學。 地球物理學是應用(yngyng)物理學的原理、方法與技術，研究地球的物理性質、地球自身產生的物理現象，間接地認識地球的一門現代應用物理學。地球科學領域里，地球物理學通常就指固體地球物理學。地球物理分為固體地球物理學與空間地球物理學。固體地球物理學的分類。按研究內容分為：第一類，主體是研究大中尺度和深化對地球本體認識的理論和方法，稱為普通地球物理學；第二類，主體是研究小尺度或極小尺度地質體為對象的應用科學，也稱為勘探地球物理學。3、固體地球物理學的研究特點（？）與學科聯系緊密的廣泛綜合領域，目的是深化研究地球本體。四維

2、性全球性間接特點一元多場觀測的精確性海量數據特點相對性觀測與模擬地球介質的各向異性地球物理的數學與物理變化的地球物理（地球物理場隨時間的變化）地球物理學在地學研究中的作用 地球物理學在國民經濟建設中的作用資源的勘探與開發 環境的監測與保護 災害的預測與防治地球物理學的主要研究內容 地球物理學是研究地球的物理性質、地球自身產生的物理現象，間接地認識地球(揭示地球本身的結構、探索地球的演化過程、總結地球形成演化過程中的基本規律)，服務于資源探查、環境保護、災害防治(國民經濟建設)的現代應用物理學。還有地球自身及其與之有相互作用的太陽、太陽系的行星引發的物理現象。了解地球物理學今后發展的方向8、你學

3、了地球物理學后有何體會與收獲9、震源，震源深度，震中，對震中，震中距離，地震波，地震射線，貝尼奧夫帶。 震源：地球內部發生地震(dzhn)而破裂的地方，理論上可將該區域抽象為點。 震源深度(shnd)：震源到地面的垂直距離 震中：震源在地面(dmin)上的垂直投影 對震中：與震中相對的地球直徑的另一端 震中距離：在地面上，從震中到觀測點的距離，用字母表示，也可用此距離對地心所長的角距離表示 地震波：發生于震源并在地球介質中傳播的彈性波 地震射線：地震波波陣面的法線方向的聯線 貝尼奧夫帶：沿太平洋邊緣存在的地震帶10、縱波，橫波，面波，同類波，轉換波， Snell定律縱波當彈性介質中(如巖層)某

4、一部分受到外力作用發生體積形變時，由于體變和法向彈力的相互作用，使質點成層的發生振動，這種振動表現為各質點層面間的膨脹與壓縮，并使這種振動沿著整個彈性介質傳播出去，形成膨脹與壓縮互相交替著的縱波，質點的振動方向與波的傳播方向致，這是縱波的特點。橫波當彈性介質中某一部分受到外力作用發生切變時，由于切變和切向彈力的互相作用，使質點成層的發生振動，這種振動表現為各質點層面間來回的滑動，并使這種振動沿整個彈性介質傳播出去。橫波的特點是質點的振動方向和波傳播的方向垂直，而且只在彈性固體中傳播。面波通常把這類能量集中在界面附近，并沿界面傳播的地震波稱為地震面波同類波同入射縱波類型相同的反射縱波P11和透射

5、縱波P12稱之為同類波轉換波與入射縱波類型不同的反射橫波和透射橫波稱為轉換波Snell定律=，i1為入射角，i2為折射角，v為對應地層的波度 11、反射波，折射波，首波，滑行波，直達波，波阻抗，盲區，近震，遠震反射波地震波在傳播中遇到彈性不同的地質體分界面時,有一部分能量遵循光學的反射原理,從界面上回到原來的巖層中。這種入射線、反射線和法線在一平面內,入射線和反射線居法線兩側,入射角等于反射角的地震波稱為反射波。折射波地震波在傳播中遇到下層的波速大于上層的波速的彈性分界面,而且入射角達到臨界角(使透射角為90)時,透過波將沿分界面滑行,又引起界面上部地層質點振動并傳回地面,這種波稱為折射波。它

6、與光學中的折射波不同,其射線是以臨界角從界面發出的,在臨界點處。首波首波是波在界面上的入射角達到全反射時產生的地震波，它是近震的主要體波震相之一。滑行(huxng)波首波也稱滑行(huxng)波直達(zhd)波在均勻地層中由震源直接傳播到觀測點的地震波稱為直達波。波阻抗密度和波速的乘積成為波阻抗。盲區當i1 6.5或M 7）的發生頻度是中源地震發生頻度的3.5倍，是深源地震發生頻度的12.5倍；（2）中源地震。震源深度在60/70300km之間的地震；（3）深源地震。震源深度 300km的地震。目前記錄到最深的地震約距地面700km深，有時將中源和深源地震統稱深震。C、按地震震級（強度）分類（

7、1）弱震：M3;（2）有感地震：3 M4.5；（3）中強震： 4.5 M 6；（4）巨大地震：M 8。D、按震中距分類（1）地方震：震中距小于100km的地震；（2）近震：震中距小于1000km的地震；（3）遠震：震中距大于1000km的地震；19、天然地震的分類方法？ 按成因分類、按震源深度分類、按震中距分類、按地震震級（強度）分類20、天然地震帶在全球的分布特征？ 大多數地震都發生在一定的地區且成帶狀分布，稱為地震活動帶。全球主要地震活動帶有：（一）、太平洋地震帶 該震源帶稱畢奧夫帶或貝尼奧夫帶(HBenioff)。沿太平洋邊緣存在著超深和傾斜的地震活動斷裂。火山帶分布在深度近100km的

8、震源帶上。環太平洋帶是地球主要的地震活動帶。全球約80的淺震都發生在這一帶內，其中包括大多數災難性地震、許多中源地震和差不多所有的深源地震。（二）、阿爾卑斯喜馬拉雅山地震帶(歐亞地震帶)以淺源地震為主, 個別地段有中源地震，震源帶是傾斜的。這些地段在卡拉布里地區(亞平寧半島的南端)和克里特島表現得最清楚。這些帶屬于向南突出的島弧，在弧后區有火山活動。再向東，沿著阿拉伯海北岸的馬克蘭，西興都庫什和喜馬拉雅山也有向北傾斜的震源帶。在興都庫什和喜馬拉雅之間，在帕米爾有向相反方向的，即向南傾的震源帶。喜馬拉雅帶在布拉馬普特拉河谷與巽他(馬來)帶的北延部分相合。在非洲一歐亞之間的地震帶，地震活動散布在更

9、大的范圍內，有些地段分布寬達4000km，它們的分布不均勻。我國大陸大部分地區處于此地震帶內。（三）、其他地震區帶 除了(ch le)沿著大陸邊緣或貫穿大陸的兩個地震帶外，在大洋中還有延伸非常長的地震帶，沿著大洋中脊分布。其特征是強度不大，震源深度淺，一般不超過10km，基本上都在地殼(dqio)范圍內。 再如，貝加爾湖(bi ji r h)(屬于中歐亞帶)、東非、西歐、北美、中國東部裂谷系，有時有著強烈的、甚至毀滅性的地震。21、我國天然地震帶的分布特征？ 我國主要的地震活動帶如下：(1)天山地震帶；主要指南、北天山，阿爾泰山一帶地區。(2)南北地震帶：由滇南的元江往北經過西昌、松潘、海源、

10、銀川直到內蒙古 嶝口。此帶發震特點為南、北兩端輪發中強地震，揭示了這一帶地下構造的特殊性。(3)華北地震帶；指陰山、燕山一帶，營口郯城斷裂帶，汾渭河谷等地區。(4)華南地震帶：主要指東南沿海及海南島北部等地區。(5)西藏察隅帶：沿西藏高原周圍及邊境一帶。(6)臺灣地震帶：包括臺灣及其東部海域。從地區屬于環太平洋地震帶，地震出現頻繁且強度大。 22、板塊邊界有幾種類型，天然地震帶與板塊邊界有何聯系？（1）發散型板塊邊界：巖石圈在洋中脊處不斷新生，兩側的巖石圈向相背離的方向運動，因此稱洋中脊為發散型板塊邊界。（2）匯聚型板塊邊界：在海溝處一側的大洋巖石圈俯沖于另一側的巖石圈之下，兩側巖石圈為相向運

11、動，因此稱海溝帶為匯聚型板塊邊界。（3）轉換型板塊邊界：此種板塊邊界沿轉換斷層分布，其兩側的巖石圈相對平移運動，既無新巖石圈形成，也無老巖石圈消減，稱之為轉換型板塊邊界。全球地震活動帶的地理分布主要分布在上述三類板塊邊界，也就是巖石圈板塊沿三類板塊邊界的相對運動決定。板塊的劃分與全球地震帶的地理分布是一致的。1、海溝島弧地區（包括太平洋地震帶和中美洲地震帶的大部分）地震；2、洋脊及轉換斷層的地震，大西洋底的地震系列是沿著洋脊和橫切它的轉換斷層發生的淺震。3、大陸內部的地震（板內地震）。23、如何利用地球物理手段來確定板塊邊界？ 板塊的邊界是空間上的概念：既有水平范圍上的界限；還應該考慮到界限在

12、地球內部的分布。 （可任選一種地物方法）地震、地磁、重力異常等，依據相鄰板塊的地球物理性質差異確定板塊邊界：如： 1、地震波速的突變面、震源分布的空間規律 2、導電性質(xngzh)突變的面 3、重力異常(ychng)的梯度帶 等等(dn dn) （以上問題為個人總結，難免疏漏）24、大陸邊緣有幾種類型？那些與板塊邊界有關？它們的地球物理場特征有何異同？ 1、主動型（1）西太平洋大陸邊緣洋殼俯沖于陸殼之下大陸與海洋之間存在互相匹配的火山島弧帶-海溝俯沖帶主動大陸邊緣有火山島弧、地震（2）東太平洋大陸邊緣洋殼俯沖于陸殼之下主動大陸邊緣大陸與海洋之間沒有火山島弧帶-海溝俯沖帶有地震，向東直接是隆起

13、的安第斯山系。2、被動型大西洋大陸邊緣洋殼與陸殼之間未發生俯沖大陸與海洋之間僅存在陸棚-陸坡-陸隆簡單組合被動大陸邊緣無火山島弧、地 震地球物理場的異同（選重力場、磁場、電阻率等一方面回答）例如：主動型大陸邊緣重力異常變化幅度較大，不均勻。 被動型大陸邊緣重力異常變化平緩，比較均勻（此題第一、二問來自于地質的ppt）1、穩定大陸邊緣：大西洋型大陸邊緣穩定大陸邊緣由大陸架、大陸坡與陸隆組成。這里既無火山活動，又缺乏地震，是構造上很穩定的地區。當今大西洋兩側最典型，故又將穩定大陸邊緣命為大西洋型大陸邊緣。它是由于大陸巖石圈分裂擴張而成。2、活動大陸邊緣：太平洋型大陸邊緣活動大陸邊緣由大陸架、大陸坡

14、與島弧、海溝組成。這里是火山和地震的強烈活動帶。當今環太平洋地帶最典型，故又將活動大陸邊緣命為太平洋型大陸邊緣。 穩定、活動大陸邊緣對比：大西洋型洋殼與陸殼之間未發生俯沖大陸與海洋之間僅存在陸棚-陸坡-陸隆簡單組合被動大陸邊緣無火山島弧、地 震太平洋型洋殼俯沖(fchng)于陸殼之下大陸與海洋之間存在互相(h xing)匹配的火山島弧帶-海溝(higu)俯沖帶主動大陸邊緣有火山島弧、地震太平洋型大陸邊緣是洋殼俯沖與陸殼之下，且有火山島弧、地震分布，處于匯聚型板塊邊界處。25、在地下為兩層介質情形下，近震區臺站可觀測到幾種類型的地震波？ 出現的近震震相有直達波P，S；首波P*，S*，Pn，Sn；

15、反射波P11，S11及面波等。26、本多夫定律的實質是什么？ 地震波的真速度于視速度的關系；射線參數P與波的走時曲線的關系27、產生地震波的條件，縱波，橫波的傳播條件？ 產生地震波必須具備1）. 彈性介質；2）. 要有開始震動的震源存在。縱波、橫波的傳播條件：縱波可以在固體、液體和氣體中傳播；而橫波只能在固體物質中傳播28、水平界面直達波、反射波、首波的時距曲線特征？直達波： 式中，t為縱波(橫波)的走時；v為縱波(橫波)的速度；為震中距；h為震源深度。稱t-曲線為走時曲線，其形狀是雙曲線。反射波：反射波的路徑為FOS，其走時為tll(FO+OS)v1，作OS的延長線OO，使OOFO，則其走時

16、曲線為雙曲線，在t軸上的截距為al(2H1一h)vl。發生反射的條件：。首波：首波是波在界面上的入射角達到全反射時產生的地震波，它是近震的主要體波震相之一。首波的射線是一條折線，它的波陣面為圓錐面。29、影響巖石地層地震波波速的因素有哪些？ 巖石彈性常數、巖性、 密度、構造歷史和地質年代、埋藏深度、孔隙率和含水性、頻率和溫度 30、真速度(sd)與視速度有何關系？ ，（為真速度，為視速度(sd)，為地震波入射角），視速度(sd)大于真速度。31、地球內部可分成那幾個主要區域？ 地殼、地幔、外核、內核。（1）海洋層(2)上部地殼與下部地殼(3)低速帶上部的頂蓋區域(4)低速帶(5)低速帶與400

17、km深處間斷面之間區域(6)400600km之間的過渡帶(7)下地幔(8)外核(9)內核32、地殼與地幔的地球物理特征有哪些差異？1、縱波速度上，地殼平均縱波速度為5.5-7.8km,上地幔平均縱波速度為7.8-8.5km2、在電性結構方面，總體將地殼和上地幔分為三個大的電性層：（1）第一電性層地表的沉積蓋層，厚度為0-20km，電阻率為0.2-500m;(2)第二電性層為堅硬的巖石圈，在電性上表現為高電阻率，可達1000m以上；（3）第三電性層為軟流圈，表現為良導電性，電阻率大致幾或幾十歐姆米。33、簡述地震探測原理。 地震探測技術，通過人工激發的彈性波在地下介質（地殼）中的傳播，探測地下（

18、地殼）地質結構34、人工反射地震的應用條件。 從地表到地下深部存在很多波阻抗界面，即反射界面。反射界面上才會形成有效的反射波。35、如何求取反射地震波傳播速度？ 利用時距曲線計算波在介質中的傳播速度古登堡方法（拐點法）求得某地震源深度h，在其相應的走時曲線上找到拐點M，并確定該點的斜率，由可得速度。2、HW法 已知波的走時關系，即走時曲線上每點的斜率已知。射線方程，其中為參數P的射線最低點至地心的距離。由可求。36、與天然地震比較，人工反射地震勘探有何特點？1、震源深度、地震強度和規模：天然地震的規模常大于人工地震，震源深度遠遠高位于地表激發的人工地震2、主動和被動：天然地震尚不可預測，人們建

19、立常年的地震臺站等待天然地震的發生(fshng)，獲取觀測數據；人工地震為人所控制，在人工地震前布好了觀測系統。3、震源位移形式：天然地震多由板塊位移時能量的短暫釋放所造成，板塊位移具有(jyu)雙向性，震源運動不唯一；人工地震由一點激發，震動唯一。37、簡述人工(rngng)地震勘探工作的基本流程。1、布置測線和觀測系統。才常用的方法有：時距平面法、綜合平面法。又分為反射波觀測系統、折射波觀測系統。2、地震波的激發3、地震波的接受地球重力學38、基本概念39、力場與位函數，地球的重力場，重力位，等位面與大地水準面，正高。yxzqPrfg 力場：一種矢量場,其中與每一點相關的矢量均可用一個力來

20、量度位函數：若標量函數在任一點處的梯度等于一矢量場在該點的值，則該標量函數為該矢量場的位函數（自己總結的）地球的重力場: 假如不考慮外部天體對地球的作用，地球上點位置點所受的地球引力和慣性離心力的矢量和稱為該點的重力矢量。如圖所示，O點位地球的質心，有。矢量場稱為地球的重力場。重力位:地球在P點的引力為V(r)和離心力位Q(r)的和稱為地球在該點的重力位W(r),即等位面（重力等位面）：地球重力位相同的點在空間構成的曲面。(重力等位面的性質：（1）在重力等位面上移動單位質量重力不做功；（2）兩個等位面之間的位差是常量。一般情況下，重力等位面彼此不平行，同一等位面上重力不是常量量)大地水準面:

21、是一個閉合曲面，它處處與鉛垂線垂直也與海洋面非常接近，是靜止的海水面及其延伸所構成的一個重力等位面。正高:地面上任一點P沿垂線至大地水準面的距離稱為P點的正高H(P)。40、地球橢球體，大地經緯度，地心經緯度，大地高，引力場，固體潮，毫伽。地球(dqi)橢球體（參考(cnko)橢球體）：大地水準面總體上接近(jijn)一個旋轉橢球面，選取適當參數的橢球作為真實地球的模型稱為參考橢球。大地經緯度：大地經度是過該點的大地子午面與一個特別選定的起始大地子午面的夾角，大地緯度是過該點的地球橢球面的法線與地球橢球赤道面的夾角。（大地經度由起始大地子午面起向東量為正，大地緯度由地球橢球的赤道面起向北量為正

22、。）地心經緯度: 大地高:地面上任意一點的大地坐標為該點沿法線在地球橢球面上投影點的大地經、緯度和該點離地球橢球面的高度引力場: 兩個物體之間的萬有引力是通過場作用的，不是超距作用。當有物體存在時，就有與它共存的引力場，二者緊密聯系。固體潮: 由于月球和太陽的起潮力使地球巖石圈發生的形變，這種形變稱為固體潮。毫伽: 41、地球正常重力場，重力異常，自由空氣校正，布格校正，自由空氣重力異常，布格重力異常，均衡校正，均衡重力異常。 地球正常重力場:正常場地球模型在其表面和外部空間產生的重力場稱為地球的正常重力場。重力異常:在重力學中，對某一測點的觀測重力值g與該測點處對應地球橢球面上的正常重力值的

23、差值定義為該測點的重力異常，記為 。自由空氣校正:布格校正:觀測點A的布格校正包括局部地形校正和中間層校正兩部分即。自由空氣重力異常：（書）對A點的重力觀測值作自由空氣校正后，得出與A點相應的大地水準面上的重力值與其在參考橢球面相對應點處的正常場地球模型的正常重力值的差稱為A點的自由空氣重力異常(PPT)由于(yuy)在校正中只考慮了正常重力隨高度的變化，而未考慮測點周圍局部地形質量以及測點所在水準面與基準面之間的中間層質量的影響。相應校正后的異常值稱為空間異常(或自由空氣(kngq)異常) 布格重力(zhngl)異常: 對空間重力異常進行局部地形校正，在進行中間層校正得到的重力異常就是布格重

24、力異常AA1A2參考橢球面U0大地水準面W0h布格重力異常MNIII均衡校正: 全球地形質量相對應的補償質量對觀測點重力影響的校正稱均衡校正。均衡重力異常: 布格異常進行勻衡校正就得到均衡重力異常。42、正演問題，反演問題，多解性。正演問題：根據給定的地球剩余密度分布計算地球的重力異常場反演問題：根據地面上測出的重力異常場求出產生此重力異常場的剩余密度在地球內部的分布多解性：一般情況下，反演問題的解不是唯一的，其解帶有推測性質，常常需要地質和其它地球物理資料來限制解的范圍43、解釋延拓，區域重力異常，局部重力異常。解釋延拓：將地面的實測異常換算到不同高度來劃分場源深度不同的異常疊加區域重力異常

25、:埋藏深、水平延伸大的密度異常體在地面產生的重力異常水平梯度小，幅度小，水平范圍大，波長長，隨著觀測高度增加衰減速度慢，這種異常稱區域重力異常。如圖：gxg gxg 區域(qy) 局部(jb)局部重力(zhngl)異常:埋藏淺、水平延伸小的密度異常體在地面產生的重力異常水平梯度大，幅度小，水平范圍小，波長短，隨著觀測高度增加衰減速度快，這種異常稱局部重力異常。如圖：44、20層樓高30米，樓頂與地面重力場強度相差多少？（地球表面重力垂向梯度值是多少？）當A點的正高小于9Km的時候可以認為正常地球模型在A點的重力梯度與分層均勻的球狀模型表面的重力垂直梯度相等，（mGal/m）。所以樓頂與地面的地

26、面重力場強度相差30=-9.24mGal45、地球的重力、重力場強度與重力加速度的關系？在地面附近，物體受到的引力與慣性離心力的合力就是重力，重力的方向在不同的地點其指向是不同的重力場強度：單位質量的質點在重力場中Po點所受到的重力大小，被定義為Po點地球重力場的場強。從上面重力場強度的定義可以知道，重力場強度與重力加速度應該是一致的。由此可知，重力加速度在數值上(包括方向)等于單位質量所受的重力。46、地殼均衡的概念與模式？ 在均衡地區，當水深為4千米時，地殼厚度（不含水層）有多厚？在地球莫霍面以下，山脈下的莫霍面深，海洋下的莫霍面淺，可推測，在地球表層層在這與地形有關的補償質量，這就是均衡

27、的概念。地殼均衡的模型有三種：1、普拉特-海福特模型山脈是由地下物質從某個補償深度起向上熱膨脹形成的，山脈越高，山脈下巖石密度越小。地球表層中存在一個等壓深度（補償深度），這個深度以上的每一個截面相等的圓柱體總質量相等，補償質量分布在大地水準面與補償深度之間的地球表層。他認為，地下從某一深度(即補償深度)起，以下物質的密度是均勻的，但以上的物質，則相同截面的柱體保持相同的總質量；因此，地形越高密度越小，即在垂直方向是均勻膨脹的。2、Airy-Heiskanen 山根浮在地殼上部，地殼在巖漿中漂浮，山脈越高，限入巖漿中的山根越深，海洋地區有反山根，山根與反山根在地球表層產生的質量不足與過剩形成補

28、償質量與地形補償質量。根據阿基米德浮力原理，山越高，增加的質量越多，陷入(xinr)巖漿越深，形成山根，而海越深，虧損的質量越多，巖漿向上凸出也越高，形成反山根。(3)Vening Meinsz 修正后的艾利模型，將完全、均勻、局部補償調整為完全、均勻、區域補償。把地殼當做彈性薄板，山脈的質量將地殼壓彎，地殼陷入下層流體物質中，形成(xngchng)區域山根或者反山根。假如(jir)均衡面為30Km，當水深為4Km時，反山根厚度為： =10.933Km其中=2.67g/cm3是地殼密度，=1.03g/cm3,是海水密度，=3.27g/cm3是巖漿密度，t為反山根厚度，因此可知此時地殼厚度為30

29、Km-4Km-t=15.0667Km.47、地球內部物質密度分布不均勻時對大地水準面起伏的影響?大地水準面是由靜止海水面并向大陸延伸所形成的不規則的封閉曲面。它是重力等位面大地水準面的形狀是與地球內部的密度分布有關的不規則曲面其方程是W(r)=W0，w0為水準面的重力位，所以，當內部密度分布不均勻時，會產生重力異常，進而影響重力位的高低，從而影響大地水準面的起伏。當密度異常大的時候水準面向上隆起，當密度異常小的時候水準面就向下凹陷。48、對于重力均衡你是如何理解的。49、重力異常的物理本質？自由空氣重力異常，布格重力異常，均衡重力異常的物理本質?重力異常的物理本質就是地球內部剩余質量產生的引力

30、在鉛垂方向上的投影。自由空氣異常只考慮測點高度的影響，沒有改變地球總質量，它包括全球地形質量以及對應的補償質量，它近似于Pratt-Hayfrot模型中補償深度為0的均衡異常。自由空氣異常就是對觀測值僅作正常場校正和高度校正，反映的是實際地球的形狀和質量分布與參考橢球體的偏差。 布格重力異常反映了地球內部異常質量對重力測量結果的影響。布格重力異常主要由莫霍面、康氏面、沉積基底面的起伏、沉積巖中的構造以及金屬礦等密度不均勻體引起。布格異常是該剩余質量體對測點產生引力在鉛垂方向上的投影。布格異常包含了殼內各種偏離正常密度分布的礦體、構造等的影響，同時還包括了地殼下界面起伏在橫向上相對上地幔質量的巨

31、大虧損(或盈余)的影響。如果將進行地形校正時移去的大地水準面以上多余的按正常地殼密度分布的物質回填到大地水準面以下至均衡補償面之間，計算出的這種回填物質在測點處的影響，稱之為均衡校正值。布格異常進行勻衡校正就得到(d do)均衡重力異常。 在完全均衡(jnhng)的條件下，均衡異常接近于零，反之會因補償不足或補償過剩而出現正的或負的均衡異常。均衡異常是由地球內部密度異常分布和地殼不均衡聯合引起的。 50、地殼均衡在地球演變(ynbin)中的作用。地殼的各個部分都在不斷的通過補償以達到均衡，而地殼構造，冰川的融化和山脈被破壞卻傾向于打破均衡，地殼各個部分爭取達到平衡的傾向可以引起局部地區發生升降

32、運動。這在地球演變的過程中會對板塊內部的構造活動產生巨大作用。51、講述重力探測原理，它的應用條件，舉一具體應用實例。原理：重力探測就是用重力儀器探測測點的重力值，之后對測得的重力值進行校正，再用校正后的重力值減去正常重力場在測點的重力值得到重力異常，再進行分析產生異常的原因，從而得到地質上的解釋，就是重力探測。應用條件：只有當被探測的地質體能夠引起足夠大的重力異常，且干擾因素較小，或可以用某些方法將干擾因素區分開時，才能有效地解決這些問題。進行勘探應具備的前提條件為：(1) 重力異常的產生首先必須有密度不均勻體存在。即我們所研究的對象與圍巖之間必須有足夠大的密度差，體積亦不能太小，即要有足夠

33、大的剩余質量(密度差與體積之積)。(2) 僅僅有密度差也不一定能產生重力異常，還必須沿水平方向上有密度變化才行。例如一組水平巖層，雖然各層密度不同，但沿水平方向上沒有起伏變化，也不能引起重力異常。(3) 利用重力測量研究地質構造問題時，要求上部巖層與下部巖層有足夠大的密度差，且巖層有明顯的傾角，或斷層有較大的落差。(4) 地形平坦也是重力勘探的有利條件。這樣既可以減少大量的工作，又可提高異常的可靠性。(5) 干擾性異常(如表層密度不均勻，深部巖石的密度變化等引起的異常)越小越好。52、如何劃分區域重力異常與局部重力異常?埋藏淺水平延伸小的密度異常體在地面產生的重力異常水平梯度大幅度小，占據水平

34、范圍小，異常波長短，隨著高度的增加衰減速度快，這種異常為局部異常，反之埋藏深或水平延伸廣的密度異常體在地面產生的異常水平梯度小，占據水平范圍大，異常波長打，隨高度的衰減慢。重力異常隨場源深度變化而變化。 淺部密度異常體隨觀測平面高度的變化具有較高的敏感性。重力異常解析沿拓：高度越高，重力異常中埋藏(micng)深、尺度大的密度異常體產生的重力異常所占的比重大，將地面實測異常換算到不同高度來區分不同深度場源，可以區分重力異常中埋藏深、尺度大的密度異常體產生的重力異常所占的比重大。重力異常高階導數：重力異常的導數在不同形狀地質體上有不同的特征，有助對異常的解釋與分類。可以突出淺而小的密度異常體的重

35、力異常特征，壓制區域性異常特征。重力異常高階導數可以將相互靠近埋深相差(xin ch)不大的相臨密度異常體引起的疊加異常分開。53、我國布格重力異常分布特征(tzhng)與地質意義。1、布格重力異常值變化的總趨勢是由東向西逐漸變低，2、在中國區域重力場中，存在有幾組巨大的、明顯的重力梯級帶。在主要的重力梯級帶之間，分布著一系列不同規模的相對的區域正異常和負異常。其中正異常區與地理、地形地貌上的盆地相對應負異常區多與山系對應地質意義：縱貫全國區域性的重力梯級帶，反映出地殼深部的深大斷裂，從板塊構造角度來看，它是板塊之間擠壓碰撞的縫合線，震中分布與區域重力梯級帶有密切的關系。而區域重力梯級帶交匯處

36、則是深部地殼構造最復雜，受破壞最嚴重，也是地殼活動最強烈的地方。總之，根據重力異常梯級帶的分布和變化規律，可以研究地震區的趨勢及可能的分布地帶。54、幾大巖石類型巖石地層密度特征及影響巖石地層密度變化的因素一般來講：火成（巖漿）巖密度變質巖密度沉積巖密度火成巖類，從酸性巖、中性巖到基性巖，密度由小到大。 沉積巖密度與巖性關系甚大，各時代砂巖密度較低，一般為2.65 g/cm3左右，波動范圍較大；而灰巖等碳酸鹽巖密度較高，一般在2.69-2.7g/cm3之間變化較小。 變質巖密度一般較高，但變化也較大，一般在2.70g/cm3左右。 沉積巖的密度影響因素1、巖石成份固體巖相的礦物密度2、含孔隙巖

37、石的密度可由下式計算：式中 孔隙度系數 礦物密度 孔隙中充填的流體密度3、埋深和壓力巖漿巖與變質巖影響因素巖漿巖與變質巖的孔隙度都很小，物性主要取決于巖石的成分。對所有的巖漿巖，當基性程度增加時，密度增加。變質巖的密度取決于它的礦物成分和原始巖石變質程度對火成巖而言，從酸性巖到基性巖，它們的密度將隨著巖石中較重的鐵鎂礦物百分含量的逐漸增加而增大。地球磁場55、基本概念地球磁場簡言之是偶極型的，近似于把一個(y ) HYPERLINK /view/38638.htm t _parent 磁鐵(cti)棒放到 HYPERLINK /view/2489.htm t _parent 地球(dqi)中心

38、，使它的極大體上對著 HYPERLINK /view/2732.htm t _parent 南極而產生的磁場形狀。地磁場：由多種不同來源的磁場疊加而成的。按他們的穩定性來區分，地磁場可分為兩大部分，主要來源于地球內部的穩定場合主要來源于外部的變化磁場。次偶極子：磁偶極子是一對等量異號的點磁荷正負Q組成。它們之間的距離遠比到場點的距離小。56、地心偶極子磁場，地磁要素，日變改正，緯度改正，零點改正。地心偶極子磁場：地磁場近似于一個置于地心的磁偶極子所形成的磁場，這個磁偶極子ns的延長線N1S1稱為磁軸，它和地軸NS斜交一個角度11.5度。地磁要素：7大要素：x（北向分量）,y（東向分量）,z（垂

39、直分量）,H（水平分量）,D（磁偏角）,I（磁傾角）,T（地磁場）日變改正：日變改正是從日變曲線上直接查得的，日變曲線是由實際觀測得來的。零點改正：儀器的零點漂移一般可看著呈線性變化。零點改正值可以直接從儀器的零點漂移曲線上查得。57、地磁脈動，磁暴，太陽靜日變化，太陰日變化。地磁脈動：地磁脈動是一種短周期的地磁干擾，形態、周期和振幅各異。在形態上看，地磁脈動可分為連續脈動型和不規則脈動型兩大類。磁暴：磁暴起源于太陽活動區噴射出的高速等離子體流。春秋兩季發生磁暴次數多，冬夏兩季次數少；是地磁場的干擾變化中的一種。太陽靜日變化：是以太陽日（24小時）為周期的日變化，由每月5天磁靜日統計得出，白天

40、變化強，夜間變化弱，夏季的變化幅度比冬季大。太陰日變化：是依賴地方太陰是并以半個太陽日為主要周期的周期性變化。太陰日變化是非常微弱的。58、磁異常條帶，居里溫度，居里面，熱剩余磁性，沉積剩余磁性，化學剩余磁性，粘滯剩余磁性，退磁。（正北）（磁子午線）（正東）Z0 xyHTDI 地磁要素磁異常(ychng)條帶：居里(j l)溫度：巖石理想磁疇的自旋排列如果把這種物體加溫(ji wn)，溫度增高使磁疇內的自旋方向變得雜亂，因此磁性減小；溫度超過一定數值時，磁化的數值等于零；這個溫度稱為居里溫度。居里面：地球內部埋深約20千米的一個等溫面。該處的溫度使物體失去磁性，也就是從鐵磁性轉變成順磁性物質的

41、溫度。地殼中的居里等溫面，是一個特殊的溫度界面，它不僅能表征地下溫度場的分布特征，也可提供地殼深部熱應力場和其它地球物理資料，因此，居里等溫面實質上是地殼上部的一個地球物理特征界面，它對地熱場及地震的成因研究具有十分重要的意義。熱剩余磁性：鐵磁質加熱至居里點以上，然后在外磁場中冷卻至室溫，可獲得很強的剩磁。這種現象叫著熱剩余磁性。沉積剩余磁性：沉積巖中由母巖風化侵蝕而來的鐵磁性碎屑顆粒，在沉積過程中其磁矩沿地磁場方向排列所獲得的剩磁。這種現象叫著沉積剩余磁性。化學剩余磁性：在一定外磁場中，某些鐵磁性物質在其居里點以下的溫度，經過化學過程或相變過程而獲得的剩磁，稱為化學剩磁。粘滯剩余磁性：在巖石

42、形成是獲得的剩磁稱為原生剩磁，而在巖石形成后獲得的剩磁，稱為次生剩磁。粘滯剩磁就是屬于次生剩磁，它是巖石長期置于地磁場中獲得的剩磁。退磁：由于古地磁的研究是巖石的原生剩磁，所以需要消除次生磁性，這種消除磁性的過程叫著退磁，一般采用交變磁場退磁和熱退磁兩種方法消除次生剩磁。59、地磁場的單位。 地磁場的單位：地磁場也常用磁感應強度矢量B來描述，SI制中，它的單位為特斯拉（T），納特（nT）高斯制：高斯（GS）1GS=10-4T 1Nt=10-5GS=1r60、地磁場的基本特征。 地磁場的基本特征：地磁場和一個置于地心的磁偶極子的磁場很近似, 這是地磁場的最基本特性。地磁場強度很弱, 這是地磁場的

43、另一特性, 在最強的兩極其強度不到10-4(T), 平均強度約為0.6x10-4(T), 而它隨地點或時間的變化就更小, 因此常用(), 即10 -9(T)做為磁場強度單位。61、地磁場的構成 地磁場的構成：地磁場是由多種不同來源的磁場疊加而成的。按它們的穩定性來區分，地磁場可分為兩大部分，即主要來源于地球內部的穩定場和主要來源于地球外部的變化磁場。62、巖石礦物磁性的基本特征？影響巖石礦物磁性的因素有哪些？ 巖石磁性實質上就是巖石中鐵（亞鐵）磁性礦物磁化的結果。巖石的原生剩磁方向與形成巖石時的地磁場方向一致。巖石中極大部分礦物屬抗磁性和順磁性。因素：溫度，化學成份，巖石的形成時期。63、地球

44、基本磁場隨高度的變化特點？ 按電磁(dinc)特性分層 根據大氣(dq)的電離特性，大氣圈可分成中性層、電離層和磁層。中性(zhngxng)層 指自地表至60公里左右的大氣層。中性層大氣有時雖然局部可有較多的帶電粒子(如雷暴時)，但一般情況下帶電粒子少，主要由中性氣體組成。電離層 指自60公里到500或1000公里的大氣層，系由較多氣體分子吸收了太陽X 射線和紫外輻射電離而成。習慣上按電子密度的大小，常把電離層自下而上分成D層(6090公里)、E層（90140公里）、F層(140500或1000公里)。 各層的高度、厚度和電子密度隨晝夜、季節、太陽活動而變化。1000公里以上，也存在電子和離子

45、，但數密度已很小，分布也極不均勻。電離層能反射無線電波，對電波通信很重要。磁層 地球磁層始于地表以上5001000公里處，向空間延伸到磁層邊緣。太陽風動能密度和地磁場能密度相平衡的曲面，就是地球磁層的邊界，稱磁層頂。朝太陽一側的磁層頂離地心約811個地球半徑，太陽激烈活動時，被突然增強的太陽風壓縮到57個地球半徑。背太陽一側，因太陽風不能對地磁場施以任何有效的壓力，磁層在空間可以延伸到幾百個甚至一千個地球半徑以外，形成一個磁尾。磁尾中，兩側磁力線突然改變方向的界面，稱為中性片（圖3）。磁層頂即作為地球大氣的上界。64、變化磁場的可分為那兩類? 變化磁場劃分為起源于地球內部和地球外部兩部分。起源

46、于外部的叫外源場，起源于地球內部的叫內源場。外源變化磁場起源地球外部的各種電流體系。外源場是變化磁場的主要來源65、地磁場與地球內部構造有何關系? 參見下一題66、地磁場成因的認識? 地磁成因的認識：在近20一30年期間，建立在地球內部構造的現行知識基礎上，提出了自激發電機效應的假說。這種假說認為：1液態地核內部由于溫度梯度、或溫差、壓力差等原因產生渦旋運動，結果使地核成為良導電體；2由于地球繞軸自轉所引起的回旋磁效應就存在一微弱初始磁場，雖比地磁場小10倍，但對于引起再生效應來說已足夠了；3地核電流體形成，通過感應方式電流自身形成的場又可連續不斷地再生磁場，從而增強了原來的磁場由于地核電流體

47、持續運動而不斷提供能量，因而引起一種自激發電機效應。由于能量的不斷消耗和供應，磁場增強到一定程度就穩定下來，形成現在的地球基本磁場。這種假說不僅能滿意的定性解釋地磁偶極子場和非偶極子場地磁理論之一。但也存在一定問題，尚待進一步研究。67、磁法探測原理，它的應用條件，舉例說明在地球科學研究中的應用。 磁法探測(tnc)原理：任何物質均有磁性，由于地磁場強度在地表各處都是定值，因此巖石磁性研究(ynji)的主要內容是巖石磁化率和剩余磁化強度。（課本(kbn)P125） 應用條件：資料完整、可靠和便于解釋的甚礎上。（PPT地磁學090518 P105） 主要應用具體說來有以下幾個方面: 在區域和深部

48、地質地球物理調查中的應用。區域地質調查包括：a.1:100萬的區域地質調查,主要任務是研究大地構造進行大地構造分區；研究與地殼密切相關的巨大斷裂；獲取區域地質礦產的初步資料，研究燃料和金屬礦產總的分布規律，其中主要是燃料礦產。b.1:20萬區域地質調查,航磁工作的任務應以地質填圖，研究構造和劃分成礦帶為重點。c.1:5萬的區域地質調查,主要是深入研究區域成礦規律，預測各類礦床的分布。深部地質地球物理調查：a.圈定巖體和劃分不同巖性區。b.推斷斷裂、破碎帶及褶皺。c.成礦區的圈定和劃分。（PPT地磁學090518 P108、109）68、什么是磁異常？T磁異常的物理意義。內源場有五個大尺度的非偶

49、極子場，稱為磁異常，分別為南大西洋磁異常，歐亞大陸磁異常，北非磁異常，大洋洲磁異常和北美磁異常，主要來源于地殼巖石產生的磁場。T磁異常的物理意義地球外部變化磁場，T=Ti+Te, Ti是變化磁場的內源場，Te是變化磁場的外源場。（PPT地磁學090518 P4、27）69、 獲得磁異常要進行那些改正?分析磁測精度的高低測網的疏密，系統誤差的有無和大小，正常場選擇是否正確，圖件拼接是否合理、資料是否齊全、是否有干擾影響存在等，若有問題，應改正或處理解決。此外，還應該注意分析磁性地質體的磁性特征，和磁性的均勻性、方向性和大小。為便于解釋，在解釋大面積磁測資料時常需對異常進行分區、分帶，確定解釋單元

50、。多數情況下，還需對磁測資料進行必要的轉換和處理，如延拓、化極、求導等。（PPT地磁學090518 P105）70、巖石剩磁有哪幾種類型？古地磁學的基本原理？野外樣品采集的要求？抗磁性、順磁性、鐵磁性、亞鐵磁性和反鐵磁性。（PPT古地磁學P2）古地磁研究建立在下列兩個假設基礎上：(1)巖石的原生剩磁方向與形成巖石時的地磁場方向一致，研究巖石的原生剩磁就能推測巖石形成時的地磁場方向。(2)古地磁場是軸向地心偶極場。（PPT古地磁學P11）標本采集樣品剩余磁性的測定樣品退磁 由于古地磁的研究是巖石的原生剩磁，所以需要消除次生剩磁。一般采用交變磁場退磁和熱退磁兩種方法消除次生剩磁。（PPT古地磁學P

51、12）71、談談古地磁研究(ynji)的意義?古地磁研究建立在下列兩個(lin )假設基礎上：(1)巖石的原生剩磁方向與形成巖石時的地磁場方向一致，研究(ynji)巖石的原生剩磁就能推測巖石形成時的地磁場方向。(2)古地磁場是軸向地心偶極場。應用：1大陸漂移。不同大陸上取得的資料繪制的古磁極游移的軌跡并不相吻合，這點在地質學和地球物理學面前提出了一個關于地球與它的大陸起源的新課題，因為對這個事實的任何一種解釋都沒有得到大家的公認。大陸漂移一即大陸移動的假說，就是這些解釋中的一種，這個假說還在1916年就由A魏格納(AWegener)提出來了。從這個假設的觀點來看，在整個地球上，沿著地磁場方向同

52、時磁化的巖石，以后改變了自己在空間的位置。由于不同大陸按不同的方式運動，所以這些在不同大陸上的巖石其原始天然剩磁方向不再是一致的了。 因此，根據一個大陸標本計算的古磁極和另一個大陸標本求得的古磁極是不一致的。2海底擴張。海底由地幔上涌物質冷凝而成。對流體不斷上涌，推著舊海底向兩側擴張，在海洋中脊形成新的海底。海底擴張假設得到古地磁的定量證實。3古緯度。用古地磁研究古緯度對找礦是有意義的。例如，石油是古代有機物質轉化而成的，有機物質的生存與分布與氣候條件，即與古緯度有關，研究油田的古緯度的分布規律、對石油普查很有意義。4巖石年齡。(1)利用長期變化對比巖層的年代(2)利用剩磁平均方向對比巖層年代

53、(3)利用極性反轉對比巖層年代(4)利用視極移曲線對比巖層年代。5研究構造運動。古地磁場是一個軸向地心偶極子場，可近似認為在緯度變化幾度范圍之內，磁傾角方向差別不大，如果在局部區域內，古地磁場方向出現明顯不一致，則可推斷發生某種構造運動。6研究區域地質構造。巖石形成時獲得原生剩磁（TRM或DRM）后，如果發生構造運動，致使處于構造不同部位的巖石之間改變了它們生成時期的相對位置。這樣，保存在巖石中和穩定的原生剩磁也隨之巖石載體一起改變其空間位置。如果測定現代處于構造各個不同部位的巖石中的穩定剩磁方向，找出它們之間方向相對變化規律，就可以反過來推斷和驗證該構造運動發生的方式和方向。地電學72、自然

54、電場，大地電場，電性參數，電導率，視電阻率。自然電場：天然的地方性的穩定電場稱為局部電場。大地電場：各種天然的全球性或區域性的變化電場。（ppt 第14講 P3）電性參數：電阻率、介電常數、導磁率、電化學活動性（課本P162）電導率：電阻率的倒數視電阻率： 在自然條件下，介質（表土、巖層和礦體）大多是各向異性、不均勻的。測得的結果不是某種巖石的真電阻率，而是電流分布范圍的，各種巖石電阻率的綜合(zngh)反映，稱之為“視電阻率”，用符號ps表示(biosh)。（課本(kbn)P171）（ppt 第14講 P23）73、電測深法，電剖面法，測深剖面法，大地電磁測深法電測深法：常用裝置有三極電測深

55、、偶極電測深、對稱四極測深。最為廣泛的對稱四極測深的具體做法是：對于某一個測點，每改變一次供電極距就可測出一個值，從近而遠，使電流向地下穿透加深，以此可測得視電阻率隨電流穿透深度的關系曲線。在雙對數坐標紙上，以AB/2為橫坐標，以ps值為縱坐標，繪制成改測點的電測深曲線。此方法一般用于研究各種近于水平的巖層垂向變化，當巖層的傾角 1 時 D型曲線，當 2 1 時 三層曲線：有4種類型： H型：K型：A型：Q型：79、簡述電法探測原理，應用條件，舉例說明在國民經濟建設中的應用。原理：電法探測是研究地層電學性質及電場、電磁場變化規律的學科。它是根據所研究地質對象的電性差異，通過儀器測量其電場的大小

56、，進而研究電場的分布規律，透過覆蓋層了解地下深處地質體的狀況，從而獲得地質結論。條件：由于要在在地下半空間中建立人工的電流場，研究由于地質對象的存在而產生的電場的變化，所以探測對象與周圍介質之間的電阻率差異是前提條件。應用：地震預報研究，油氣勘探中的應用，深部熱場分布的研究，尋找地下水和熱田，湖泊河流地下水的污染監測；地質填圖等80、地殼與地幔電導率的變化(binhu)有什么規律? 地殼和地幔的電導率縱向(zn xin)變化：地殼與上地幔(dmn)可分為三大電性層，1、地表的沉積蓋層，厚度為020km，電阻率為0.2500 。2、堅硬的巖石圈，包括地殼和上地幔上部，在電性上表現為高電阻率，達以

57、上。厚度在不同的構造單元差別很大，活動區較薄，穩定的地臺區較厚。3、第三層為軟流圈，表現為良導性。電阻率大致為幾到幾十。 地殼和地幔的電導率橫向變化：明顯的橫向不均勻性，不僅不同構造單元之間差別較大，同一大的構造單元之內電性分布差別也很大；殼內普遍地存在高導層，高導層成因不同，埋深變化范圍大。地熱學81、熱的傳遞有哪幾種方式，在地球的熱傳遞中各自的作用如何?熱傳導；熱對流；熱輻射 熱傳導作用為主，現代火山區及高溫地熱區對流熱流和輻射熱流的作用很大82、地球的熱能源與能量耗損的特點？ 地球熱能源：（一）外部熱源： 1. 太陽輻射熱；2. 潮汐摩擦熱；3. 其他：宇宙射線， 隕石墜落 （二）內部熱

58、源： 1. 放射性衰變熱；2. 重力分異熱；3. 其他：地球轉動熱，外成生物作用熱，地球殘余熱 地球熱損耗：1.大地熱流向地表傳遞；2.火山熱損耗；3.溫泉、地熱的熱損耗；4.地震83、你認為地球內部的熱狀態是什么樣的，為什么？ 絕熱狀態，依據計算可知巖石的熱擴散系數約為0.01 ，由此可以計算熱從地心傳輸到地面的時間為年！地球如此之大，而擴散系數如此之小，因而地球的熱傳輸十分緩慢，阻礙了地球內部熱量的外流，所以地球內部處于絕熱狀態。84、地熱學中描述地球熱狀態的重要參數有哪些？ 1.溫度： 2.熱量： 3.熱流量：表示單位時間內通過地球表面流出的熱量 4.熱流密度：表示單位時間內通過地球表面

59、單位面積流出的熱量 85、任何測量海底大地熱流值？地球表面大地熱流值的分布特征？1975年，Chaqman和Pollack利用當時的熱流密度數據借助于與熱流密度值相關的地質構造和地質年代資料，對熱流密度空白區進行內插，再用球諧分析方法進行計算獲得了全球熱流密度分布圖。特征：1、大的海嶺、西太平洋岸的邊緣海、阿爾卑斯以及科迪勒拉山脈都是高熱流區；大的地盾、地臺以及最古老的海洋地區都是低熱流區。 2、大陸(dl)地表熱流和地質構造顯現出依存關系。越年輕、越活躍的地區熱流密度(md)較高；越古老、越穩定的地區熱流密度較低。 3、海底熱流與海底年齡及與中央海嶺的距離顯示出良好(lingho)的相關性。年輕的、離洋中脊近的洋殼熱流密度相對較高；年老的、離洋中脊遠的洋殼熱流密度相對較低。 4、溫度對于巖石電導率的影響較大，溫度增加，電導率隨之增大，因此地面熱流分布可能和地下電導率的橫向不均勻有某種連系。 5、大陸與海底熱流的平均值幾乎相等。86、探測地熱資源的方法有哪些？地質調查、