同济大学2013级地球物理学概论期末复习题

1、第一部分 地球的物理结构和物理演变 离子态：物质以等离子体的方式存在的聚集状态。等离子体是由带电粒子和中性粒子组成的宏观电中性物质。电离层：习惯上把70-1000km高度范围内的部分电离大气叫做电离层。磁层：1000km以上完全电离的大气。黄道面：地球绕太阳公转的轨道平面。赤道面：地理坐标系上赤道所在的平面。地平面：大地的水平面，与地球半径成直角的平面。天顶、天底：将观察点的铅垂直线无限延伸后与天球交于两点，向上与天球的交点称为天顶，而正对向下延伸与天球的交点，称为天底。天球是一个想象的旋转球，理论上具有无限大半径，与地球同心。天极：地球的自转轴与天球的交点叫天极。黄极：过天球中心并垂直于黄道

2、面的直线与天球的交点。地球物理学：地球物理学是应用物理学的原理、方法与技术，研究地球的物理性质、地球自身产生的物理现象，间接地认识地球的一门现代应用物理学。1、 结合实例说明地球物理手段是探索地球内部的高科技比如 对地震波的研究知道了地球的内部构造，知道了莫霍面的存在，软流层的存在，如果不是地球物理的应用分析，凭人类现有的技术仍无法直接钻入地球更深处研究 ，从这点看地球物理的确是探索地球内部的高科技。2、 你现在较以前对地球的物理认识有哪些方面的提高地球的整体物理特征：起源，年龄，自转和形状。 基本物理性质：速度分层，电磁性质，密度分布，热学性质。地球物理的应用：板块构造学说，油气勘探，环境与

3、工程地质勘查。3、 结合实例谈地球物理场和场源的关系场源是地球物理场存在的基础，场源的变化是地球物理场发生变化的唯一决定因素。天然场的场源是地球本身，天然场的正异常是由地球本身因素（整体或局部）决定的；人工场的场源是由地球本身与人工工作共同组成的，人工场的正异常由地球本身和人为因素共同决定。例如由地震波触发形成的弹性力场。4、 结合实例谈地球物理学的模型和正演模拟，异常和干扰模型是将真实系统简化的描述，保留真实系统的重要特征，是模拟的基本工具。正演模拟是通过观测与实验的结果总结出系统的规律特征，利用模型对真实系统的描述或逼近，表现出选定的物理系统或抽象系统的关键特性。异常是由于外界因素的影响使

4、所要研究的对象受到干扰而导致接收的数据与正常情况不同。5、 岩石的物性包括那些方面，地表附近常见岩石物性的大小岩石物理性质指岩石的力学、热学、电学、声学、放射学等特性参数和物理量。剩余磁化强度：10-510A·m-1磁化率：反磁性矿物磁化率为恒量，负值，且较小；顺磁性矿物磁化率为恒量,正值，也比较小；铁磁性矿物磁化率不是恒量，为正值，且相当大。密度：2千克/立方米3千克/立方米孔隙度：变质岩的孔隙度很小，一般为0.13,很少有达5的。沉积岩的孔隙度变化较大，一般为235,也有高达50以上的。喷出岩的孔隙度比侵入岩大。弹性波传播速度：酸性岩石的造岩矿物如正长石、石英等，vP一般为5.7

5、06.25公里秒；其暗色矿物如黑云母中的波速较低。基性岩石的造岩矿物如角闪石、辉石，vP大于7.0公里/秒。超基性岩中的造岩矿物例如橄榄石，vP达8.0公里/秒以上。电阻率：10-1106欧姆·米（地球物理学基础P168）热导率：变质岩的热导率一般在2.0瓦米·度以上，石英岩高达7.6瓦米·度。岩浆岩和变质岩的热导率相对于沉积岩来说变化范围不大，数值较高。放射性：。岩石的放射性元素含量以岩浆岩和变质岩为最高，沉积岩次之。岩浆岩中，按超基性、基性、中性、酸性的顺序，放射性元素含量逐渐增加。6、 结合实例说明地球的某种物理演变，分析这种演变可能造成的结果及对人类生存、

6、人类社会发展的影响地球的物理演变包括物质垂向和水平方向的运移，温度场的变化等。实例:四季的变换就有温度场的变化，这种变化既可以给人带来福，也可能给人带来祸。春种秋收，人们得以繁衍生息；极端的高温或低温，可能危及生命。7、结合实例谈对地球进行“透视”的手段和条件？地震勘探：莫霍面的发现是莫霍洛维奇对1909年南斯拉夫大地震地震波测量数据的分析成果，古登堡面是由古登堡和里希特等人使用最小二乘法处理了大量地震测量数据后确定的，由此确定了地球内部的分层结构；重力勘探：对喜马拉雅山脉重力测量得到重力异常梯级带支持了喜马拉雅山脉是板块碰撞结果的学说，重力变化情况帮助成功预报了1975年海城地震；磁法勘探:

7、1870年泰朗和铁贝尔制成了找磁铁矿的万能磁力仪，揭开了磁法勘探的序幕，对大洋洋脊两侧岩石磁条带的测量确定了板块运动的速度，电法勘探:同济大学使用地质雷达在工地寻找地下线缆，地热勘探：海底地热勘探帮助确定海底火山、扩张带和海底“黑烟囱”的位置，辐射勘探其中地震勘探要求高度保持原始地震相位和振幅信息，以确定地下不同深度的反射状态。8、 地球内部纵向上可分成那几个圈层？依据是什么？四个圈层：地壳、地幔、外核、内核。依据是地震波在地球内部的传播速度，及横波是否能穿过。9、 地壳与地幔，岩石圈与软流圈的地球物理特征有哪些差异？1、纵波速度上，地壳平均纵波速度为5.5-7.8km,上地幔平均纵波速度为7

8、.8-8.5km2、在电性结构方面，总体将地壳和上地幔分为三个大的电性层：（1）第一电性层地表的沉积盖层，厚度为0-20km，电阻率为0.2-500·m;(2)第二电性层为坚硬的岩石圈，在电性上表现为高电阻率，可达1000·m以上；（3）第三电性层为软流圈，表现为良导电性，电阻率大致几或几十欧姆·米。10、如何利用地球物理手段来确定板块边界？板块的边界是空间上的概念：既有水平范围上的界限；还应该考虑到界限在地球内部的分布。 （可任选一种地物方法）地震、地磁、重力异常等，依据相邻板块的地球物理性质差异确定板块边界：如： 1、地震波速的突变面、震源分布的空间规律 2、

9、导电性质突变的面 3、重力异常的梯度带11、大陆边缘有几种类型？它们的地球物理场特征有何异同？1、稳定大陆边缘：大西洋型大陆边缘稳定大陆边缘由大陆架、大陆坡与陆隆组成。这里既无火山活动，又缺乏地震，是构造上很稳定的地区。当今大西洋两侧最典型，故又将稳定大陆边缘命为大西洋型大陆边缘。它是由于大陆岩石圈分裂扩张而成。2、活动大陆边缘：太平洋型大陆边缘活动大陆边缘由大陆架、大陆坡与岛弧、海沟组成。这里是火山和地震的强烈活动带。当今环太平洋地带最典型，故又将活动大陆边缘命为太平洋型大陆边缘。 稳定、活动大陆边缘对比：大西洋型 洋壳与陆壳之间未发生俯冲大陆与海洋之间仅存在陆棚-陆坡-陆隆简单组合被动大陆

10、边缘 无火山岛弧、地 震太平洋型 洋壳俯冲于陆壳之下大陆与海洋之间存在互相匹配的火山岛弧带-海沟俯冲带主动大陆边缘有火山岛弧、地震第二部分 地震学和地震探测技术震源：地球内部发生地震而破裂的地方，理论上可将该区域抽象为点。震源深度：震源到地面的垂直距离。震中：震源在地面上的垂直投影点。震中距离：在地面上，从震中到观测点的距离。近震：震中距小于1000km的地震。远震：震中距大于1000km的地震。贝尼奥夫带：沿太平洋边缘存在的地震带。纵波：质点振动方向和传播方向同轴的波。横波：质点振动方向和传播方向垂直，且只在弹性固体中传播的波。面波：通常把这类能量集中在界面附近，并沿界面传播的地震波称为地震

11、面波。地震波：发生于震源并在地球介质中传播的弹性波。地震射线：地震波波阵面的法线方向的连线。莫霍面：地壳同地幔间的分界面。Snell定律：=，i1为入射角，i2为折射角，v为对应地层的波度波阻抗：密度和波速的乘积成为波阻抗。反射波：地震波在传播中遇到弹性不同的地质体分界面时,有一部分能量遵循光学的反射原理,从界面上回到原来的岩层中。这种入射线、反射线和法线在一平面内,入射线和反射线居法线两侧,入射角等于反射角的地震波称为反射波。折射波：地震波在传播中遇到下层的波速大于上层波速的弹性分界面，且入射角达到临界角时，投射波将沿分界面滑行，又引起界面上部地质层质点振动并传回地面，这种波称为折射波。它与

12、光学中的折射波不同，其射线是以临界角从界面发出的，在临界点处。折射波探测的盲区：若O点为震源，在地面M点开始才能观察到折射波，称M点为折射波始点，自震源O点到M点的范围内不存在折射波，这个范围叫做折射波盲区。首波：首波是波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波，它是近震的主要体波震相之一。滑行波：首波也称滑行波。直达波：在均匀地层中由震源直接传播到观测点的地震波称为直达波。地震波传播的真速度：波沿射线传播的速度。视速度：波沿地表传播的速度。走时方程（时距曲线）：表示从震源触发，传播到测线上各观测点的旅行时间t，同观测点相对于激发点的水平距离x间的关系。T0时间：自激自收，t0=2h/v。共反

13、射点（CRP）：界面上任一点A，它在地面的投影为M，以M点为中心分别在地面O1、O2、O3On点激发，在对应的G1、G2、G3Gn 点接收来自界面上同一A点的反射波，A点称为共反射点。共深度点（CDP）: 地震资料采集中，当反射界面水平时，在测线上不同的共炮点道集中，总能找到不同的道，它们都来自地下界面上的某个共同点，该点称为共深度点。动校正：在水平面界面的情况下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差t，得到x/2 处的时间，这一过程叫做正常时差校正或称为动校正；静校正：又称地形起伏校正。为了消除地面起伏产生的影响，对原始地震数据进行地形校正，激发深度校正，低速带校正等这些校正，这些校正对同一

14、观测点的不同地震界面都是不变的，因此统称静校正。层速度：地震波穿过层状介质的某一层时的速度就叫做这一层的层速度。平均速度：一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比。n层水平层状介质的平均速度是：叠加速度：叠加速度是指对道集内某个反射波同相轴用不同的速度进行动校正并分析校正后的叠加效果，其中叠加效果最好的那个速度就是该反射波的叠加速度。同相轴：在地震记录上相同相位(指波峰或波谷)的连线叫做同相轴。速度谱：表示地震波叠加后形成能量最高是不同地震波波速与T0时刻对应关系图即为速度谱。水平叠加剖面：将自同一共反射点的一系列反射波进行动校正后

15、叠加。偏移处理：地震波反射为法线反射，而一般将接收到的地震波看为自激自收的垂直地表的反射波。当地下层面为倾斜界面时，将接受到的地震反射波校正恢复到其真实倾斜界面称为偏移处理。1、如何对天然地震分类，可分成那几类？一、按成因分类、按震源深度分类、按地震震级（强度）分类、按震中距分类。二、A、按成因分类（1）构造地震。地下岩层错动破裂造成的地震。有感范围达数千、数万平方公里甚至更大，构造地震约占全球地震90%以上；（2）火山地震。火山作用，如喷发、气体爆炸引发的地震，常发生在火山喷发之前，火山地震占约全球地震的7%；（3）陷落地震。地层陷落，如喀斯特地形、矿坑下塌、人类工程活动如大型水库与水坝、油

16、气田开采、钻孔注水等引发的地震，陷落地震约占全球地震的3%B、按震源深度分类（1）浅源地震。震源深度小于6070km。大多数地震为浅源地震。释放大能量的浅源地震（M>6.5或M> 7）的发生频度是中源地震发生频度的3.5倍，是深源地震发生频度的12.5倍；（2）中源地震。震源深度在60/70300km之间的地震；（3）深源地震。震源深度> 300km的地震。目前记录到最深的地震约距地面700km深，有时将中源和深源地震统称深震。C、按地震震级（强度）分类（1）弱震：M<3;（2）有感地震：3< M<4.5；（3）中强震： 4.5< M<6；（3）

17、强震：M> 6；（4）巨大地震：M > 8。D、按震中距分类（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）远震：震中距大于1000km的地震；2、天然地震带在全球和我国的分布特点？一、天然地震带在全球的分布特征 大多数地震都发生在一定的地区且成带状分布，称为地震活动带。全球主要地震活动带有：（一）、太平洋地震带 该震源带称毕奥夫带或贝尼奥夫带(HBenioff)。沿太平洋边缘存在着超深和倾斜的地震活动断裂。火山带分布在深度近100km的震源带上。环太平洋带是地球主要的地震活动带。全球约80的浅震都发生在这一带内，其中包括大多数灾难性地震、

18、许多中源地震和差不多所有的深源地震。（二）、阿尔卑斯喜马拉雅山地震带(欧亚地震带)以浅源地震为主, 个别地段有中源地震，震源带是倾斜的。这些地段在卡拉布里地区(亚平宁半岛的南端)和克里特岛表现得最清楚。这些带属于向南突出的岛弧，在弧后区有火山活动。再向东，沿着阿拉伯海北岸的马克兰，西兴都库什和喜马拉雅山也有向北倾斜的震源带。在兴都库什和喜马拉雅之间，在帕米尔有向相反方向的，即向南倾的震源带。喜马拉雅带在布拉马普特拉河谷与巽他(马来)带的北延部分相合。在非洲一欧亚之间的地震带，地震活动散布在更大的范围内，有些地段分布宽达4000km，它们的分布不均匀。我国大陆大部分地区处于此地震带内。（三）、其

19、他地震区带 除了沿着大陆边缘或贯穿大陆的两个地震带外，在大洋中还有延伸非常长的地震带，沿着大洋中脊分布。其特征是强度不大，震源深度浅，一般不超过10km，基本上都在地壳范围内。 再如，贝加尔湖(属于中欧亚带)、东非、西欧、北美、中国东部裂谷系，有时有着强烈的、甚至毁灭性的地震。二、我国天然地震带的分布特征 我国主要的地震活动带如下：(1)天山地震带；主要指南、北天山，阿尔泰山一带地区。(2)南北地震带：由滇南的元江往北经过西昌、松潘、海源、银川直到内蒙古 嶝口。此带发震特点为南、北两端轮发中强地震，揭示了这一带地下构造的特殊性。(3)华北地震带；指阴山、燕山一带，营口郯城断裂带，汾渭河谷等地区

20、。(4)华南地震带：主要指东南沿海及海南岛北部等地区。(5)西藏察隅带：沿西藏高原周围及边境一带。(6)台湾地震带：包括台湾及其东部海域。从地区属于环太平洋地震带，地震出现频繁且强度大。3、板块边界有几种类型，天然地震带与板块边界有何联系？（1）发散型板块边界：岩石圈在洋中脊处不断新生，两侧的岩石圈向相背离的方向运动，因此称洋中脊为发散型板块边界。（2）汇聚型板块边界：在海沟处一侧的洋壳俯冲于另一侧的陆壳之下，两侧板块为相向运动，因此称海沟带为汇聚型板块边界。（3）转换型板块边界：此种板块边界沿转换断层分布，其两侧的板块相对平移运动，既无新板块形成，也无老板块消减，称之为转换型板块边界。全球地

21、震活动带的地理分布主要分布在上述三类板块边界，也就是岩石圈板块沿三类板块边界的相对运动决定。板块的划分与全球地震带的地理分布是一致的。1、海沟岛弧地区（包括太平洋地震带和中美洲地震带的大部分）地震；2、洋脊及转换断层的地震，大西洋底的地震系列是沿着洋脊和横切它的转换断层发生的浅震。3、大陆内部的地震（板内地震）。4、在地下为两层介质情形下，近震区台站可观测到哪些地震波?出现的近震震相有直达波P，S；首波P*，S*，Pn，Sn；反射波P11，S11及面波等。5、水平界面直达波、反射波、首波的时距曲线特征？直达波（）： 式中，t为纵波(横波)的走时；v为纵波(横波)的速度；为震中距；h为震源深度。

22、称t-曲线为走时曲线，其形状是双曲线。反射波：首波：首波是波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波，它是近震的主要体波震相之一。首波的射线是一条折线，它的波阵面为圆锥面。6、影响地震波在岩石地层中传播的因素有哪些？岩石弹性常数、岩性、 密度、构造历史和地质年代、埋藏深度、孔隙率和含水性、频率和温度 7、常见的砂泥岩、灰岩、花岗岩和变质岩的纵波速度。砂砂岩1400-4500m/s，泥灰岩2000-3500 m/s，石灰岩2500-6100 m/s，花岗岩4500-6500 m/s，变质岩：3500-6500 m/s。8、真速度与视速度之间的联系?(为真速度,为视速度,为地震波入射角），视速度大

23、于真速度。9、地球内部有那些圈层和重要界面，各有哪些特点?1、康拉德面：位于地壳内部。纵波速度在此由6km/s突变为6.6km/s，上层为花岗岩层，下层为玄武岩层。但不具有全球性。2、莫霍面：地壳与上地幔的界面，平均为地下数公3040km的深度，洋壳较薄，陆壳较厚。纵波到达这一界面后速度由67km/s突升为8.1km/s。3、古登堡面：高密度的固体下地幔与液态外核间的界面。位于地下2900km深度，横波至此消失，纵波通过后速度由原先的13.64km/s突然减慢为8.19km/s。同时纵波在该界面有明显的反射和折射，造成地表的阴影带。4、内、外核界面：位于大约5120km深。此界面以下速度由8k

24、m/s增加到11km/s。并出现由纵波派生而来的横波，将地核分为液态外核和固态内核。10、地壳与地幔的地球物理特征有哪些差异？1）纵波速度上，地壳平均纵波速度为5.5-7.8km,上地幔平均纵波速度为7.8-8.5km2）在电性结构方面，总体将地壳和上地幔分为三个大的电性层：（1）第一电性层地表的沉积盖层，厚度为0-20km，电阻率为0.2-500·m;(2)第二电性层为坚硬的岩石圈，在电性上表现为高电阻率，可达1000·m以上；（3）第三电性层为软流圈，表现为良导电性，电阻率大致几或几十欧姆·米。3）在密度方面，地幔密度(3.3-5.5g/cm3)比地壳密度（2

25、.7g/cm3）大。4）在温度方面，地幔密度比地壳温度高。（软流层温度较高，是岩浆的发源地）5）地幔中的软流圈以塑性为主，地壳基本都为固态。11、简述地震探测原理。地震探测技术，通过人工激发的弹性波在地下介质（地壳）中的传播，探测地下（地壳）地质结构。12、人工反射地震的应用条件？地下介质应有波速或波阻抗差异，地表要具有开展人工地震探测的条件，如干扰情况应尽可能较小，近地表速度结构复杂程度较低，地表起伏情况较小（否则重力等因素会引起误差）等。13、与天然地震相比较，人工地震探测有何特点？1、震源深度、地震强度和规模：天然地震的规模常大于人工地震，震源深度远远高位于地表激发的人工地震2、主动和被

26、动：天然地震尚不可预测，人们建立常年的地震台站等待天然地震的发生，获取观测数据；人工地震为人所控制，在人工地震前布好了观测系统。3、震源位移形式：天然地震多由板块位移时能量的短暂释放所造成，板块位移具有双向性，震源运动不唯一；人工地震由一点激发，震动唯一。 水平叠加，多层覆盖14、如何求取反射地震波传播速度？利用时距曲线计算波在介质中的传播速度 1、古登堡方法（拐点法）求得某地震源深度h，在其相应的走时曲线上找到拐点M，并确定该点的斜率，由可得速度。2、HW法 已知波的走时关系，即走时曲线上每点的斜率已知。射线方程，其中为参数P的射线最低点至地心的距离。由可求。第三部分 地电学和电法探测技术自

27、然电场：天然的地方性的稳定电场。大地电场：各种天然的全球性或区域性的变化电场。电性参数：电阻率、介电常数、磁导率、极化特性。电导率：电阻率的导数。视电阻率：在自然条件下，介质大多是各向异性、不均匀的，测得的结果不是某种岩石的真电阻率，而是电流分布范围的各种岩石电阻率的综合反映，称为视电阻率，用Ps表示。电测深法：对某一测点，每改变一次供电极距就可测出一个值，从近而远，使电流向地下渗透加深，以此可测得视电阻率随电流穿透深度的关系曲线。电剖面法：保持电极间距不变，沿一定测线逐点推移进行视电阻率Ps的测量，所得的视电阻率曲线反映了地层电性沿水平方向的变化。电流密度：j=E欧姆定律微分形式：²

28、;U=0电流场中的流管：电流场中作一微小闭合曲线，通过其上各点的电流线围成的细管。1、 地表不同岩石的大致电阻率大小，影响岩石电阻率的因素有哪些？如何获取岩石电阻率参数？其单位是什么？a) 火成岩与变质岩的电阻率值较高，通常在102105·m范围内变化； b) 沉积岩电阻率值一般较低，如粘土电阻率约为100101·m；砂岩的电阻率约为102103·m，而灰岩电阻率则较高些。 影响岩石电阻率的因素：矿物成分、含量及结构；岩石的孔隙度、湿度；水溶液矿化度温度的影响如何获取电阻率参数：在AB两点供电、任意M/N点测量其间的电位差，来反算地下介质的电阻率电阻率单位：m2、

29、 阐述高密度电法的工作原理和工作过程高密度电法的基本工作原理与常规电阻率法大体相同。它是以岩土体的电性差异为基础的一种电探方法,根据在施加电场作用下地中传导电流的分布规律,推断地下具有不同电阻率的地质体的赋存情况。高密度电阻率法的物理前提是地下介质间的导电性差异。和常规电阻率法一样,它通过A、B电极向地下供电流I,然后在M、N极间测量电位差V,从而可求得该点(M、N之间)的视电阻率值s=KV/I。根据实测的视电阻率剖面,进行计算、分析,便可获得地下地层中的电阻率分布情况,从而可以划分地层,判定异常等。3、 比较电测深法，电剖面法，测深剖面法各方法的异同电测深法：常用装置有三极电测深、偶极电测深

30、、对称四极测深。最为广泛的对称四极测深的具体做法是：对于某一个测点，每改变一次供电极距就可测出一个值，从近而远，使电流向地下穿透加深，以此可测得视电阻率随电流穿透深度的关系曲线。在双对数坐标纸上，以AB/2为横坐标，以ps值为纵坐标，绘制成改测点的电测深曲线。此方法一般用于研究各种近于水平的岩层垂向变化，当岩层的倾角<20°时，可定量求出各电性层的厚度及电阻率，了解某些标准层的埋藏深度及起伏情况。电剖面法：保持电极间距和测量电极距保持不变，沿一定测线逐点推移进行视电阻率ps的测量，所得的视电阻率曲线反映了地层电性沿水平方向的变化。电剖面法按照不同的电极排列方式，可分为二极电剖面

31、法、三极电剖面法、联合电剖面法、对称四极剖面法、偶极剖面法和中间梯度剖面法等多种类型。测深-剖面法：进行测深剖面法最常用的装置是偶极-偶极和单极-偶极。此法既可探测横向也可探测垂向电阻率变化，常用的显示观测数据的方法，通称拟断面图。4、 简述电法探测原理，应用条件电法探测原理:电法探测是研究地层电学性质及电场、电磁场变化规律的学科，它是根据所研究地质对象的电性（在本章中主要表现为视电阻率s）差异，通过仪器测量其电场的大小，进而研究电场的分布规律，可以不依靠对岩石露头的肉眼鉴别，透过覆盖层了解地下深处地质体的状况，从而获得地质结论。应用条件:电测深法的应用条件为地层基本水平（地层倾角小于20度）

32、，各岩层间有较明显的电阻率差异，地形起伏不大。其他几种方法能适应各种情况。5、 水平电测深曲线的类型（两层和三层）。二层曲线: 有2种类型： G型曲线，当r 2>r 1 时 D型曲线，当r 2<r 1 时 三层曲线：有4种类型： H型：K型：A型：Q型：6、 如何分析高密度电法剖面或认识地下的电性特征？7、 比较高密度电法3种不同观测方式对目的物的探测能力？8、 结合实例说明在国民经济建设（资源勘探，城市安全）中的应用。在资源勘探方面，可以根据不同岩石电阻率的不同，在岩性差异较大的地层中，勘探出所需要的矿产。另外，在含水层厚度较厚，面积较大，埋深不很深，并且和围岩电阻率之间有较大差

33、异的条件下，可以确定地下水源的位置。在城市安全方面，通过电阻率的差异来了解地下结构，探明隐伏断层的分布位置及产状，并对断层所在区域进行场地工程评价和地震灾害危险性评价，以提升城市安全第四部分 重力学和重力探测技术力场：一种矢量场，其中与每一个点相关的矢量均可用一个力来量度。位函数：若标量函数在任一点处的梯度等于一矢量场在该点的值，则该标量函数为该矢量场的位函数。重力：在地面附近，物体所受到的引力和惯性离心力的合力。地球的重力场：地球上存在重力作用效应的空间。重力场强度：单位质量的质点在重力场中某点所受到的重力大小，被定义为该点的地球重力场的场强大小。重力场与重力加速度的关系：重力场强度与重力加

34、速度应该是一致的，由此可知，重力加速度在数值上(包括方向)等于单位质量物体所受的重力。正常重力场：正常场地球模型在其表面和外部空间产生的重力场称为地球的正常重力场。重力等位面：地球的重力位相同的点在空间构成的曲面。水准面：即重力等位面，它处处与铅垂线垂直。大地水准面：一个闭合曲面，它处处与铅垂线垂直，也与海面非常接近，是静止的海面及其延伸所构成的一个重力等位面。地球参考椭球体：大地水准面总体上接近一个旋转椭球面，选取适当参数的椭球作为真实地球的模型称为参考椭球，椭球面近似于大地水准面。大地高：地面上任意一点沿过此点的地球椭球面的法线到地球椭球面的距离。正高：地面上任意一点沿铅垂线到大地水准面的

35、距离。重力异常：在重力学中，对某一测点的观测重力值与该测点处对应地球椭球面上的正常重力值的差值。自由空间校正：也称高度校正，它是将处于一定高度的重力观测值规范到大地水准面。布格校正：观测点的布格校正包括局部地形校正和中间地形校正。自由空间重力异常：由于校正中只考虑了正常重力随高度的变化，而未考虑测点周围局部地形质量以及测点所在水准面与基准面之间的中间层质量的影响，相应校正后的异常值称为自由空间重力异常。布格重力异常：对空间重力异常进行局部地形校正，在进行中间层校正得到的重力异常就是布格重力异常。地壳均衡：在地壳莫霍面以下，山脉下的莫霍面深，海洋下的莫霍面浅，可推测，在地球表层存在着与地形有关的

36、补偿质量，这就是均衡的概念。均衡校正：如果将进行地形校正时移去的大地水准面以上多余的按正常地壳密度分布的物质回填到大地水准面以下至均衡补偿面之间，计算出的这种回填物质在测点处的影响，称之为均衡校正值。均衡重力异常：在完全均衡的条件下，均衡异常接近于零，反之会因补偿不足或补偿过剩而出现正的或负的均衡异常。均衡异常是由地球内部密度异常分布和地壳不均衡联合引起的。布格异常进行均衡校正就得到均衡重力异常。Airy均衡模式：山根浮在地壳上部，地壳在岩浆中漂浮，山脉越高，陷入岩浆中的山根越深，海洋地区也有反山根，山根与反山根在地球表层产生的质量不足与过剩形成补偿质量与地形补偿质量。根据阿基米德原理，山越高

37、，增加的质量越多，陷入岩浆越深，形成山根，而海越深，亏损的质量越多，岩浆向上凸出也越高，形成反山根。1、 地球正常重力场在空间的变化特点？重力场随时间变化的尺度从几小时到上百万年不等，存在长期变化、十年尺度的变化、季节性变化、年际尺度的变化和不规则变化等。2、 地球重力场随时间产生变化的原因？地球重力场反映地球的物质分布与运动，地球内部或地表的任何质量改变均可引起重力场的改变。主要原因有：1）大气质量和大气压变化；2）陆地水文变化，包括陆地水储量变化、冰雪覆盖及其他；3）海平面变化；4）固体地球、海洋和大气潮；5）冰后期反弹；6）板块运动和地震；7）冰盖质量变化；8）大型水库及其他。3、 分析

38、引起重力异常的因素？重力异常通常使用的单位。真实地球与正常场地球模型的密度分布不同在该点产生的重力场的差值称为地球在该点产生的重力异常场重力异常：大地水准面上的重力值与相应点在地球椭球面上的正常重力值之差。或地球自然表面上的重力观测值与相应点在近似地形面上的正常重力值之差。 单位：毫伽（mGal）4、 有人说海平面不平，你是如何来看这一问题？为什么说海平面不平：n 洋盆容积变化：大陆的分离和聚合；海底扩张速度的变化；n 海水体积的变化：冰川的形成和溶化（冰期和间冰期）；n 海、气的变化：海水的膨胀；河流淡水的注入；气压的变化。5、 有一5度斜坡，若重物（如4轮车）会自动往坡上移动，有人认为是地

39、下物质密度不同引起重力差异所致，你认为可能吗？请分析说明之。不可能。6、 阐述地壳均衡的概念与模式？分析板块不同部位地壳的均衡或不均衡现象，从物理角度分析不同均衡模式的异同和特色。地壳均衡是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，大地的升降会引起大地水准面的变化，也就相应引起地壳的均衡。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

40、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为常数。 艾里海伊斯卡宁Airy-Heiskanen 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。 温宁·曼乃兹Vening Meinsz地壳均衡模型假设地壳本身是具有一定强度

41、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，而在温宁·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。 普拉特和艾里地壳均衡模型的共同之处：在地球的表层有于地形质量相等的补偿质量，在地球表层的某一深度上，尽管地形的存在，由于补偿

42、质量的抵消作用，地球介质所受的流体静压力处处相等。艾里和温宁·曼乃兹模型假说的基本特点都是山根陷入岩浆中，不同的是温宁·曼乃兹引入了大区域的补偿概念，以弹性理论为基础，克服了地壳划分为许多独立柱体的困难，从理论上更为合理，但计算更为复杂，所以实际工作中很少采用温宁·曼乃兹模型7、 为了通过重力观测实现对地下的探测，研究区必须具备哪些条件，对观测数据要做哪些处理。研究区的条件：（1）研究区具有一定的规模；（2）研究区地表较平坦 观测数据的处理：实验数据要经过零点校正日变校正布格校正纬度校正地形校正等一系列的整理计算后，便得到了各个观测点的布格异常值，然后采用图片的形

43、式表示出重力异常的分布情况8、 地表几大岩石类型岩石密度的大致大小，影响岩石密度的因素有哪些？如何获取岩石密度？(1). 一般来讲：火成（岩浆）岩密度变质岩密度沉积岩密度(2). 火成岩类：从酸性岩、中性岩到基性岩，密度由小到大。沉积岩：密度与岩性关系甚大，各时代砂岩密度较低，一般为2.65 g/cm3左右，波动范围较大；而灰岩等碳酸盐岩密度较高，一般在2.69-2.7g/cm3之间变化较小。 沉积岩的密度影响因素：1岩石成份固体岩相的矿物密度2含孔隙岩石的密度可由下式计算：式中 孔隙度系数 矿物密度 孔隙中充填的流体密度3埋深和压力变质岩与岩浆岩：变质岩密度一般较高，但变化也较大，一般在2.

44、70g/cm3左右。岩浆岩与变质岩影响因素：岩浆岩与变质岩的孔隙度都很小，物性主要取决于岩石的成分。对所有的岩浆岩，当基性程度增加时，密度增加。变质岩的密度取决于它的矿物成分和原始岩石变质程度对火成岩而言，从酸性岩到基性岩，它们的密度将随着岩石中较重的铁镁矿物百分含量的逐渐增加而增大。(3). 一般利用重力探测来获取岩石密度。9、 在均衡地区，当水深为4千米时，地壳厚度（不含水层）有多厚？假如均衡面为30Km，当水深为4Km时，反山根厚度为： =10.933Km其中=2.67g/cm3是地壳密度，=1.03g/cm3,是海水密度，=3.27g/cm3是岩浆密度，t为反山根厚度，因此可知此时地壳

45、厚度为30Km-4Km-t=15.0667Km.10、 20层楼高30米，楼顶与地面重力场强度相差多少？（地球表面重力垂向梯度值是多少？）当A点的正高小于9Km的时候可以认为正常地球模型在A点的重力梯度与分层均匀的球状模型表面的重力垂直梯度相等，（mGal/m）。所以楼顶与地面的地面重力场强度相差11、 30×=-9.24mGal12、 我国布格重力异常分布特征与地质意义。1、布格重力异常值变化的总趋势是由东向西逐渐变低，2、在中国区域重力场中，存在有几组巨大的、明显的重力梯级带。在主要的重力梯级带之间，分布着一系列不同规模的相对的区域正异常和负异常。其中正异常区与地理、地形地貌上的

46、盆地相对应负异常区多与山系对应地质意义：纵贯全国区域性的重力梯级带，反映出地壳深部的深大断裂，从板块构造角度来看，它是板块之间挤压碰撞的缝合线，震中分布与区域重力梯级带有密切的关系。而区域重力梯级带交汇处则是深部地壳构造最复杂，受破坏最严重，也是地壳活动最强烈的地方。总之，根据重力异常梯级带的分布和变化规律，可以研究地震区的趋势及可能的分布地带。13、 讲述重力探测原理，它的应用条件，并举一具体应用案例。原理：重力探测就是用重力仪器探测测点的重力值，之后对测得的重力值进行校正，再用校正后的重力值减去正常重力场在测点的重力值得到重力异常，再进行分析产生异常的原因，从而得到地质上的解释，就是重力探

47、测。应用条件：只有当被探测的地质体能够引起足够大的重力异常，且干扰因素较小，或可以用某些方法将干扰因素区分开时，才能有效地解决这些问题。进行勘探应具备的前提条件为：(1) 重力异常的产生首先必须有密度不均匀体存在。即我们所研究的对象与围岩之间必须有足够大的密度差，体积亦不能太小，即要有足够大的剩余质量(密度差与体积之积)。(2) 仅仅有密度差也不一定能产生重力异常，还必须沿水平方向上有密度变化才行。例如一组水平岩层，虽然各层密度不同，但沿水平方向上没有起伏变化，也不能引起重力异常。(3) 利用重力测量研究地质构造问题时，要求上部岩层与下部岩层有足够大的密度差，且岩层有明显的倾角，或断层有较大的

48、落差。(4) 地形平坦也是重力勘探的有利条件。这样既可以减少大量的工作，又可提高异常的可靠性。(5) 干扰性异常(如表层密度不均匀，深部岩石的密度变化等引起的异常)越小越好。14、 分析重力异常的物理本质？重力异常的物理本质就是地球内部剩余质量产生的引力在铅垂方向上的投影。15、 分析自由空间重力异常，布格重力异常，均衡重力异常的物理本质?自由空气异常只考虑测点高度的影响，没有改变地球总质量，它包括全球地形质量以及对应的补偿质量，它近似于Pratt-Hayfrot模型中补偿深度为0的均衡异常。自由空气异常就是对观测值仅作正常场校正和高度校正，反映的是实际地球的形状和质量分布与参考椭球体的偏差。

49、 布格重力异常反映了地球内部异常质量对重力测量结果的影响。布格重力异常主要由莫霍面、康氏面、沉积基底面的起伏、沉积岩中的构造以及金属矿等密度不均匀体引起。布格异常是该剩余质量体对测点产生引力在铅垂方向上的投影。布格异常包含了壳内各种偏离正常密度分布的矿体、构造等的影响，同时还包括了地壳下界面起伏在横向上相对上地幔质量的巨大亏损(或盈余)的影响。如果将进行地形校正时移去的大地水准面以上多余的按正常地壳密度分布的物质回填到大地水准面以下至均衡补偿面之间，计算出的这种回填物质在测点处的影响，称之为均衡校正值。布格异常进行匀衡校正就得到均衡重力异常。 在完全均衡的条件下，均衡异常接近于零，反之会因补偿

50、不足或补偿过剩而出现正的或负的均衡异常。均衡异常是由地球内部密度异常分布和地壳不均衡联合引起的。16、 结合地下异常质量体质量的亏损或剩余分析地壳物质密度分布不均匀时对大地水准面起伏的影响?大地水准面是由静止海水面并向大陆延伸所形成的不规则的封闭曲面。它是重力等位面大地水准面的形状是与地球内部的密度分布有关的不规则曲面其方程是W(r)=W0，w0为水准面的重力位，所以，当内部密度分布不均匀时，会产生重力异常，进而影响重力位的高低，从而影响大地水准面的起伏。当密度异常大的时候水准面向上隆起，当密度异常小的时候水准面就向下凹陷。第五部分 地磁学和磁法探测技术磁力：磁场对方入其中的磁体和电流的作用力

51、。磁场：磁体间相互作用的媒介。磁力线：即磁感线，表示磁场中某点的磁场方向。磁偶极子场：由磁偶极子所产生的磁场。地磁场：在地球周围空间存在着磁力的作用，表明磁场的存在，这个磁场称为地磁场。地磁要素： X，北向分量 Y，东向分量 Z，垂直分量H， 水平分量D， 磁偏角I， 磁倾角T，地磁场地磁脉动：一种短周期的地磁干扰，形态、周期、振幅各异磁暴：起源于太阳活动区喷射出的高速等离子体流，地磁场干扰变化的一种。太阳静日变化：以太阳日（24h）为周期的日变化，白天变化强，夜间变化弱，夏季变化幅度比冬季大。居里温度：物质被加热后，宏观磁性消失的温度。居里面：地球内部埋深约20km的等温面，该处的温度使物质

52、失去磁性。磁化强度：描述磁介质磁化状态的物理量。海洋磁异常条带：玄武质洋壳在洋中脊产生并随着扩展作用持续从大西洋中脊的条带状磁异常轴向两侧推移。感应磁化：磁化物质脱离磁场时磁性消失的磁化。磁化率：表示岩矿石被地磁场磁化难易程度的物理量，用k表示。热剩余磁性：铁磁质加热到居里点以上，然后在外磁场中冷却至室温，可获得很强的剩磁，这种现象叫热剩余磁性。沉积剩余磁性：沉积岩中由母岩风化侵蚀而来的铁磁性碎屑颗粒，在沉积过程中其磁矩沿地磁场方向排列所获得的剩磁。化学剩余磁性：在一定外磁场中，某些铁磁性物质在其居里点以下的温度，经过化学过程或相变过程获得的剩磁。日变改正：以上午磁力仪在基点读数（早基读数）时

53、刻日变值为零值，通过该点作平行于横坐标的直线为改正的零值线，然后即可按野外观测点工作时间逐点从日变曲线上查得相应的改正值。纬度改正：以总基点为准，量取各测点相对应于总基点沿磁南北方向的距离，乘上纬度改正系数，就得到纬度改正值。零点改正：仪器的零点漂移一般可看做呈线性变化，即漂移格数和使用时间成正比。零点改正值可以从仪器的零点漂移曲线上查得，而零点漂移曲线是由基点控制得来的，即两次到基点去重复读数之差，经过日变改正和温度改正后，得到最大零点漂移，然后以时间为横轴绘出一条线性变化曲线，按时间比例将这个最大漂移值分配到该时间段内所测的各个测点上，作为各个测点的零点改正值。磁异常：磁测结果所得的磁异常

54、是地表下一些磁性体引起的。不同的磁性地质体引起不同特征的磁异常，磁异常的特征除取决于磁性体大小、形状、空间位置和产状外，还取决于磁性体的磁化强度大小和方向。1、 地球磁力场随空间和随时间的变化特点？空间 地磁场水平强度从北磁极到南磁极由零增至最大，然后又减为零，最大值在赤道附近（最大值在不同的子午线是有差别的）。垂直强度大致按纬度排列，在赤道附近数值为零，在南北两磁极处最大时间 自现今到0.69百万年称为第一(正)磁期，又称布容（Brunches）磁期； 0.692.43百万年称为第二(反)磁期又称松山(Matuyamas)磁期； 2.433.32百万年称为第三磁期，又称高斯(Gauss)磁期

55、； 3.325.10百万年称为第四(反)磁期，又称吉伯特(Gilbert)磁期； 5.10百万年以前称为第五磁期。2、 对比分析地球重力场和磁力场的异同？地球重力场：重力场中质点（单极子）受到的重力是由引力与地球自转产生的惯性离心力共同作用的结果 质点受引力会相互吸引 受日月引力的作用，固体地球会发生周期性形变，称为固体潮。地球磁力场：磁力场由磁偶极子产生，分为NS两个极性，同性相斥，异性相吸3、 磁偶极子产生的磁场（磁力线或地磁要素）的分布特征。就地球而言，这个磁偶极子强度有多大？4、 分析地磁场的构成；地磁场的构成：地磁场是由多种不同来源的磁场叠加而成的。按它们的稳定性来区分，地磁场可分为

56、两大部分，即主要来源于地球内部的稳定场和主要来源于地球外部的变化磁场。5、 地表三大岩类岩石磁性大小的分布特征？影响岩石矿物磁性的因素有哪些？火成岩磁性较强，变质岩次之，沉积岩磁性最弱。岩石中磁性矿物越多，岩石磁化率越大，但是，二者并非成正比关系，岩石磁性强弱还受矿物颗粒大小及其分布状态、岩石所受温度、压力和化学作用等许多因素的影响。6、 阐述磁法探测原理，应用条件，举例说明在国家安全或建设中的应用。 磁法探测原理：任何物质均有磁性，由于地磁场强度在地表各处都是定值，因此岩石磁性研究的主要内容是岩石磁化率和剩余磁化强度。（课本P125） 应用条件：资料完整、可靠和便于解释的甚础上。（PPT地磁学090518 P105） 主要应用具体说来有以下几个方面: 在区域和深部地质地球物理调查中的应用。l 区域地质调查包括：a.1:100万的区域地质调查,主要任务是研究大地构造进行大地构造分区；研究与地壳密切相关的巨大断裂；获取区域地质矿产的初步资料