工程与环境物探教程考试复习资料

1、杨氏模量：当外力不大应变在某一区间之内时，应力与应变成正比关系，遵从胡克定律。该区间称为线性弹性形变区。这时应力与应变的比值称为杨氏模量，以符号E表示。  泊松比：介质的横向应变与与纵向应变的比值称为泊松比，以符号s表示。视速度：沿任一观测方向测得的速度值，并不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向，观测点之间的距离和波实际传播时间的比值。这种速度称之为视速度。 潜射波：如果表层是速度随深度增加的变速层，下部是水平均匀地层，这时产生的折射波称为潜射波。 静校正：为了消除实际地形起伏及各个激发点深度不同的影响，对实测的时距曲线形状的影响而进行的校正。&#

2、160;大地低通滤波器效应：地震波在传播过程中随着距离（或深度）的增加，高频成分会很快地损失，而且波的振幅按指数规律衰减，称为大地低通滤器效应。 惠更斯原理：波在传播过程中，任意时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的子波源，这个新波源也继续传播，在一段时间之后，新的波前面即为所有子波源波前面的包络。 同相轴：通常将相同相位点的连线形成的图形叫同相轴。 正演：就是已知地质体的形状、产状和剩余密度等，通过理论计算来求得异常的分布和规律。 反演：则是已知异常的分布特征和变化规律，求场源的赋存状态（如产状、形状和剩余密度等）。  

3、0;    稳定电流场：强弱和分布不随时间变化的电场为恒定电场，也称为稳定电流场。 交变电流场：强弱和分布随时间变化的电场为交变电场，与其伴随的是电磁波。固体潮：固体地球随天体运动引力的不同而产生的周期形变的现象。 抽道集：为了进行叠加和计算速度谱方便，先把每一个共深度点的所有道集抽出的过程。 纵向电导：当电流平行岩柱体底面流过时，所测得的电导值，称为纵向电导，用符号S来表示，单位为1/W。 均方根速度：是对于水平层状介质的共反射点时距关系，可用双曲线的时距曲线公式近似地代替。由于速度大的分层对均方根速度影响大些（

4、或者说“权”大些），所以均方根速度大于平均速度。 地磁要素：磁场强度TX北向分量Y东向分量Z垂直分量磁偏角D:T与正北方向的夹角磁倾角I：T与水平面的倾角、水平强度H：T在水平面上的投影。这些量可以确定地磁场的大小和方向所以称“地磁要素”。  一、产生的重力异常应具备的条件： 1. 地质体与围岩之间要有一定的密度差异； 2 .密度不均匀的异常体还必须沿水平方向有密度变化； 3.待探测的密度不均匀体要具有一定的规模；4. 探测的异常体不能埋藏过深； 5. 要能将异常从干扰中分离出来，干扰要轻。 二、剖面法适合解决的问

5、题：探测产状陡立的高、低阻体，如划分不同岩性的接触带、追索断层及构造破碎带等。对称四级：探测基岩的起伏、构造破碎带及高阻岩脉等。 中间梯度：寻找陡倾的高阻体，如石英、伟晶岩脉等。联合剖面：寻找接触带、直立的低阻体、良导体等地质体 三、常规电法与高密度电法的区别： 高密度电法的基本原理与传统的电阻率法完全相同，不同的是在观测中设置了较高密度的测点，现场测量时，只需将全部电极布置在一定间隔的测点上，然后进行观测。与常规电法相比，高密度电法具有以下优点：(1)电极布设一次性完成，减少了因电极设置引起的干扰和带来的误差；(2)能有效地进行多种电极排列方式的测量，获得较丰富的地电地质

6、信息；(3)数据的采集实现了自动化，采集速度快，而且避免了由于人工操作的误差和错误；(4)可以实现资料的现场实时处理和脱机处理，大大提高了电阻率法的智能化程度。 四、充电法的工作步骤：对钻井、坑道等人工揭露或天然露头的良导体上接一供电电极（A），另一供电电极（B）置于离充电体很远的地方（称为无穷远极），对充电体进行充电。进而查明充电体的空间分布形态、产状及延伸。在充电体表面附近，电位面的形状与充电体的形状一致。远离充电体，等位面趋于圆形。电位V为对称曲线；电位梯度V /X为反对称曲线，即在充电体顶部中心，电位梯度为零，其正、负极值对应于充电体边缘部分。  

7、;五、地磁场由哪几部分组成:  地磁场 = 基本磁场 + 变化磁场 + 磁异常 基本磁场：中心偶极子磁场和大陆磁场组成，来源地球内部，占地磁场主要部分(98%以上)。 变化磁场：主要指短期变化磁场，来源地球外部，占地磁场1%以下。 磁异常：主要指地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场，它叠加在基本磁场之上。 六、激发极化：在开始供电的瞬间，只观测到不随时间变化的一次场电位差DU1，随着供电时间的增长，激发极化电场（即二次场）电位差DU2，先是迅速增大，然后变慢，经过23

8、分钟后逐渐达到饱和。这是因为在充电过程中，极化体与围岩溶液间的超电压是随充电时间的增加而逐渐形的。显然，在供电过程中，二次场叠加在一次场上，我们把它称为总场或极化场，总场电位差，用DU来表示。当断去供电电流后，UD一次场立即消失、二次场电位差开始衰减很快，然后逐渐变慢，数分钟后衰减到零。 七、视速度与视速度定理： 视速度：沿任一观测方向测得的速度值，并不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向，观测点之间的距离和波实际传播时间的比值。这种速度称之为视速度  视速度与真速度之间满足如下关系： 视速度定理：式中a为波射线与地面法线之间的夹角（入射角

9、），e为波 前与地面法线之间的夹角（出射角）。上式表示了视速度和 真速度之间的关系，称为视速度定理。  时距曲线：震源到接收点的距离与地震波走时之间的关系曲线为时距曲线   磁场强度的单位：特斯拉（T）； 十亿分之一特斯拉为1纳特（nT）， CGSM单位制中习惯称之为伽马   ，  eVVVcos/sin/=*atxVDD=*T10nT1-9=1nT1=重力异常：在重力学中，由地下岩矿石目睹分布不均匀所引起的重力变化 重力g的单位：1伽=103毫

10、伽（mgal）=106微伽（gal） 1m/s2=106g.u.     1gal= 104 g.u. 布格重力异常：是经过纬度、高度、中间层以及地形改正后获得的异常。                            

11、60;              反射和透射：当地震波在传播过程中遇到不同介质分界面时，在界面上将产生波的反射和透射！ 反射和折射定律：在同一个界面上的入射波反射波以及透射波都具有相同的射线常数，并且入射角等于反射角，透射角的大小则决定于介质W2的波速V2，这一关系式称为斯奈尔定律 ，也称为反射和折射定律。 折射波：地震波在传播过程中，当遇到波速不同的介质分界面，且其界面以下的速度 V2  大于界

12、面以上的速度V1  时，根据斯奈尔定律，则波的透射角必大于其入射角（b>a），且随着入射角a的增加而加大，当入射角a增大至某一角度 i 时，将会使透射角 b=90°，于是透射波将沿着界面滑行，产生了类似于光学中的全反射现象。将这种特殊的透射波通常称为滑行波。滑行波沿界面传播时，在上覆介质中将产生新波，在地震勘探中称为折射波。 影响地震波速度的主要因素：（1）岩石的密度  （2）孔隙度（3）压力和温度（4）埋藏深度和地质年代（5）其它因素，包括地质构造运动，岩层的风化侵蚀等 第二章 

13、;  浅层折射波法和反射波法 观测系统：在地震勘探现场采集中，为了压制干扰波和确保对有效波进行追踪，激发点和接收点之间的排列及各排列的位置都应保持一定的相对关系，这种激发点和接收点之间以及排列和排列之间的位置关系，称之为观测系统。 时距曲线：震源到接收点的距离与地震波走时之间的关系曲线为时距曲线  浅层折射波法：是一种使用相对较早且较成熟的方法；可用来探测覆盖层厚度、基岩面起伏、断层及古河道;弱点：分辨率较低、测线较长； 观测系统的类型： 折射波法观测系统（1）测线类型（2）相遇时距曲线观测系统（3）追逐时距曲线观

14、测系统 反射波法观测系统 多次覆盖观侧系统：是根据水平叠加技术的要求而设计的 反射波法观测系统：使用最多的是宽角范围观测系统与多次覆盖观测系统。 宽角范围观测系统是将接收点布置在临界点附近的范围进行观测，因为在此范围内反射波的能量比较强，且可避开声波和面波的干扰，尤其对弱反射界面其优越性更加明显。 时间剖面：由于通过水平叠加或偏移等处理所得出的地震剖面，其纵坐标是以时间来表示的，所以称之为时间剖面。 时间剖面的地质解释：断层的识别  第五章 电阻率法的基础知识 电阻率：是表征物质导电性的基本参数

15、，某种物质的电阻率实际上就是当电流垂直通过由该物质所组成的边长为1m的立方体时而呈现的电阻。    影响电阻率的因素：（1）岩土介质自身的组份；（2）结构、构造，孔隙度及含水性；（3）     岩石中水溶液的电阻将随温度的升高而降低。 横向电阻：假设在层状介质中取底面积为1平方米、厚度为h 的六面岩柱体，则当电流垂直岩柱体底面流过时，所测得的电阻称为横向电阻，用符号T表示，单位为欧姆（W）。 第六章  电剖面法 电剖面法的基本特点： （

16、1）采用固定的电极距，电极装置沿剖面同步移动； （2）观测在一定深度范围内视电阻率沿剖面的变化； （3）研究地电断面横向电性的变化。 电剖面法常用的电极排列法：（a）联合剖面法；（b）对称四极法；（c）复合对称四极法； （d）中间梯度法；（e）偶极剖面法。 电剖面法主要的电极装置：三极装置；对称四极装置等 角域地形所引起的纯地形异常具有如下特点： A，地形异常发生在角域顶点附近； B，在山脊地形上出现低阻反交点，在山谷地形上出现  高阻正交点； C，在坡面上，地形异常主要表现在与的分离

17、，即出现歧离带。  中梯法的特点及应用：一线布极、多线测量，可大大提高工作效率；中梯法主要用来寻找陡倾高阻体。 第七章  电测深法 电测深法：是指研究指定地点的岩层电阻率随深度变化的方法。      一般认为电测深法有利于解决：具有电性差异，但产状近于水平的地质问题。 地电断面的概念：一维地电断面；二维地电断面；三维地电断面  电测深法资料解释的图件：电测深曲线类型图；等视电阻率断面图；视电阻率剖面图和平面等值线图；纵向电导S图。 第八

18、章  其它电探方法 充电法的基本原理：充电法是利用地质对象与围岩间导电性的差异为基础并且要求这种差异足够大，通过研究充电电场的分布来解决有关地质问题的一类电法勘探方法。 充电法可以用来解决以下几方面的地质问题： (1)确定已揭露(或出露)矿体隐伏部分的形状、产状、规模、平面分布、位置及深度；  (2)确定己知相邻矿体之间的连接关系； (3)在已知矿附近找盲矿体； (4)利用单井测定地下水的流向和流速 (5)研究滑坡及追踪地下金属管线等。 充电法的应用条件是：  &#

19、160;  (1)被研究的对象(充电体)至少已有一处被揭露或出露，以便设置充电点；     (2)充电体相对围岩应是良导电体；     (3)充电体规模越大，埋藏越浅，应用充电法的效果越理想。充电法的最大研究深度一般仅为充电体延伸长度之半。 自然电场法的应用实例：（1）确定地表水跟河水、地表水跟地下水之间的补给关系； （ 2）确定水库及河床堤坝的渗漏点；（3）确定区域地下水的流向 激发极化法：又称激电法，它是以岩（矿）石在人工电场的作用

20、下发生的物理和电化学效应（激发极化效应）的差异为基础的一种电法勘探方法。 激发极化法特点： 1. 不受地形和局部导电不均影响； 2. 对浸染状金属矿有明显的勘查效果； 3. 可解决某些矿异常与非矿异常的区分。 4. 石墨异常是强干扰。 5.要求观测精度高，受电磁偶合干扰大。 激发极化法测定的参数：（1）视极化率（2）视频散率（3）衰减度 第十一章 重磁勘探 重力异常：在重力学中，由地下岩矿石目睹分布不均匀所引起的重力变化 重力g的单位： 1伽=103毫伽（mgal）=106微伽（  gal） 1m/s2=106g.u.