地球物理学2011教材

1、 地球物理学概论思考和习题集1、 地球物理学，固体地球物理学。 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。地球科学领域里，地球物理学通常就指固体地球物理学。地球物理分为固体地球物理学与空间地球物理学。2、 固体地球物理学的分类。按研究内容分为：第一类，主体是研究大中尺度和深化对地球本体认识的理论和方法，称为普通地球物理学；第二类，主体是研究小尺度或极小尺度地质体为对象的应用科学，也称为勘探地球物理学。3、固体地球物理学的研究特点（？）与学科联系紧密的广泛综合领域，目的是深化研究地球本体。四维性全球性间接特点一元多场

2、观测的精确性海量数据特点相对性观测与模拟地球介质的各向异性地球物理的数学与物理变化的地球物理（地球物理场随时间的变化）4、 地球物理学在地学研究中的作用 5、 地球物理学在国民经济建设中的作用资源的勘探与开发 环境的监测与保护 灾害的预测与防治6、 地球物理学的主要研究内容 地球物理学是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(揭示地球本身的结构、探索地球的演化过程、总结地球形成演化过程中的基本规律)，服务于资源探查、环境保护、灾害防治(国民经济建设)的现代应用物理学。还有地球自身及其与之有相互作用的太阳、太阳系的行星引发的物理现象。7、 了解地球物理学今后发展的方向8、你学

3、了地球物理学后有何体会与收获9、震源，震源深度，震中，对震中，震中距离，地震波，地震射线，贝尼奥夫带。 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 对震中：与震中相对的地球直径的另一端 震中距离：在地面上，从震中到观测点的距离，用字母表示，也可用此距离对地心所长的角距离表示 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联线 贝尼奥夫带：沿太平洋边缘存在的地震带10、纵波，横波，面波，同类波，转换波， Snell定律 纵波 当弹性介质中(如岩层)某一部分受到外力作用发生体积形变时

4、，由于体变和法向弹力的相互作用，使质点成层的发生振动，这种振动表现为各质点层面间的膨胀与压缩，并使这种振动沿着整个弹性介质传播出去，形成膨胀与压缩互相交替着的纵波，质点的振动方向与波的传播方向致，这是纵波的特点。 横波 当弹性介质中某一部分受到外力作用发生切变时，由于切变和切向弹力的互相作用，使质点成层的发生振动，这种振动表现为各质点层面间来回的滑动，并使这种振动沿整个弹性介质传播出去。横波的特点是质点的振动方向和波传播的方向垂直，而且只在弹性固体中传播。 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面波 同类波 同入射纵波类型相同的反射纵波P11和透射纵波P12称之为同类

5、波 转换波 与入射纵波类型不同的反射横波和透射横波称为转换波 Snell定律 =，i1为入射角，i2为折射角，v为对应地层的波度 11、反射波，折射波，首波，滑行波，直达波，波阻抗，盲区，近震，远震 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的波速的弹性分界面,而且入射角达到临界角(使透射角为90)时,透过波将沿分界面滑行,又引起界面上部地层质点振动并传回地面,这种波称为折射波。它与光

6、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。 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。 波阻抗 密度和波速的乘积成为波阻抗。 盲区 当i1 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：M3;（2）

7、有感地震：3 M4.5；（3）中强震： 4.5 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；19、天然地震的分类方法？ 按成因分类、按震源深度分类、按震中距分类、按地震震级（强度）分类20、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

8、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、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

9、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。21、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

10、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。(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。 22、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：在海沟处一侧的大洋岩石圈俯冲于另一侧的岩石圈之下，两侧岩石圈为相向运动，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

11、转换断层分布，其两侧的岩石圈相对平移运动，既无新岩石圈形成，也无老岩石圈消减，称之为转换型板块边界。全球地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）。23、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

12、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、导电性质突变的面 3、重力异常的梯度带 等等 （以上问题为个人总结，难免疏漏）24、大陆边缘有几种类型？那些与板块边界有关？它们的地球物理场特征有何异同？ 1、主动型（1）西太平洋大陆边缘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（2）东太平洋大陆边缘洋壳俯冲于陆壳之下主动大陆边缘大陆与海洋之间没有火山岛弧带-海沟俯冲带有地震，向东直接是隆起的安第斯山系。2、被动型大西洋大陆边缘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

13、陆边缘无火山岛弧、地 震地球物理场的异同（选重力场、磁场、电阻率等一方面回答）例如：主动型大陆边缘重力异常变化幅度较大，不均匀。 被动型大陆边缘重力异常变化平缓，比较均匀（此题第一、二问来自于地质的ppt）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。

14、 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、地震太平洋型大陆边缘是洋壳俯冲与陆壳之下，且有火山岛弧、地震分布，处于汇聚型板块边界处。25、在地下为两层介质情形下，近震区台站可观测到几种类型的地震波？ 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。26、本多夫定律的实质是什么？ 地震波的真速度于视速度的关系；射线参数P与波的走时曲线的关系27、产生地震波的条件，纵波，横

15、波的传播条件？ 产生地震波必须具备1）. 弹性介质；2）. 要有开始震动的震源存在。纵波、横波的传播条件：纵波可以在固体、液体和气体中传播；而横波只能在固体物质中传播28、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。称t-曲线为走时曲线，其形状是双曲线。反射波：反射波的路径为FOS，其走时为tll(FO+OS)v1，作OS的延长线OO，使OOFO，则其走时曲线为双曲线，在t轴上的截距为al(2H1一h)vl。发生反射的条件：。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

16、。首波的射线是一条折线，它的波阵面为圆锥面。29、影响岩石地层地震波波速的因素有哪些？ 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 30、真速度与视速度有何关系？ ，（为真速度，为视速度，为地震波入射角），视速度大于真速度。31、地球内部可分成那几个主要区域？ 地壳、地幔、外核、内核。（1）海洋层(2)上部地壳与下部地壳(3)低速带上部的顶盖区域(4)低速带(5)低速带与400km深处间断面之间区域(6)400600km之间的过渡带(7)下地幔(8)外核(9)内核32、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5.5-7.8

17、km,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0.2-500m;(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1000m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。33、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34、人工反射地震的应用条件。 从地表到地下深部存在很多波阻抗界面，即反射界面。反射界面上才会形成有效的反射波。35、如何求取反射地震波传播速度？ 利用时距曲线计算

18、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。36、与天然地震比较，人工反射地震勘探有何特点？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

19、双向性，震源运动不唯一；人工地震由一点激发，震动唯一。37、简述人工地震勘探工作的基本流程。1、布置测线和观测系统。才常用的方法有：时距平面法、综合平面法。又分为反射波观测系统、折射波观测系统。2、地震波的激发3、地震波的接受地球重力学38、基本概念39、力场与位函数，地球的重力场，重力位，等位面与大地水准面，正高。yxzqPrfg 力场：一种矢量场,其中与每一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（自己总结的）地球的重力场: 假如不考虑外部天体对地球的作用，地球上点位置点所受的地球引力和惯性离心力的矢量和称为该点

20、的重力矢量。如图所示，O点位地球的质心，有。矢量场称为地球的重力场。重力位:地球在P点的引力为V(r)和离心力位Q(r)的和称为地球在该点的重力位W(r),即等位面（重力等位面）：地球重力位相同的点在空间构成的曲面。(重力等位面的性质：（1）在重力等位面上移动单位质量重力不做功；（2）两个等位面之间的位差是常量。一般情况下，重力等位面彼此不平行，同一等位面上重力不是常量量)大地水准面: 是一个闭合曲面，它处处与铅垂线垂直也与海洋面非常接近，是静止的海水面及其延伸所构成的一个重力等位面。正高:地面上任一点P沿垂线至大地水准面的距离称为P点的正高H(P)。40、地球椭球体，大地经纬度，地心经纬度，

21、大地高，引力场，固体潮，毫伽。地球椭球体（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。大地经纬度：大地经度是过该点的大地子午面与一个特别选定的起始大地子午面的夹角，大地纬度是过该点的地球椭球面的法线与地球椭球赤道面的夹角。（大地经度由起始大地子午面起向东量为正，大地纬度由地球椭球的赤道面起向北量为正。）地心经纬度: 大地高:地面上任意一点的大地坐标为该点沿法线在地球椭球面上投影点的大地经、纬度和该点离地球椭球面的高度引力场: 两个物体之间的万有引力是通过场作用的，不是超距作用。当有物体存在时，就有与它共存的引力场，二者紧密联系。固体潮:

22、由于月球和太阳的起潮力使地球岩石圈发生的形变，这种形变称为固体潮。毫伽: 41、地球正常重力场，重力异常，自由空气校正，布格校正，自由空气重力异常，布格重力异常，均衡校正，均衡重力异常。 地球正常重力场: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。重力异常:在重力学中，对某一测点的观测重力值g与该测点处对应地球椭球面上的正常重力值的差值定义为该测点的重力异常，记为 。自由空气校正:布格校正:观测点A的布格校正包括局部地形校正和中间层校正两部分即。自由空气重力异常：（书）对A点的重力观测值作自由空气校正后，得出与A点相应的大地水准面上的重力值与其在参考椭球面相对应点处的正常

23、场地球模型的正常重力值的差称为A点的自由空气重力异常(PPT)由于在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空间异常(或自由空气异常) 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AA1A2参考椭球面U0大地水准面W0h布格重力异常MNIII均衡校正: 全球地形质量相对应的补偿质量对观测点重力影响的校正称均衡校正。均衡重力异常: 布格异常进行匀衡校正就得到均衡重力异常。42、正演问题，反演问题，多解性。正演问题：根据给定的地球剩余密度分布计算地球的重

24、力异常场反演问题：根据地面上测出的重力异常场求出产生此重力异常场的剩余密度在地球内部的分布多解性：一般情况下，反演问题的解不是唯一的，其解带有推测性质，常常需要地质和其它地球物理资料来限制解的范围43、解释延拓，区域重力异常，局部重力异常。解释延拓：将地面的实测异常换算到不同高度来划分场源深度不同的异常叠加区域重力异常:埋藏深、水平延伸大的密度异常体在地面产生的重力异常水平梯度小，幅度小，水平范围大，波长长，随着观测高度增加衰减速度慢，这种异常称区域重力异常。如图：gxg gxg 区域 局部局部重力异常:埋藏浅、水平延伸小的密度异常体在地面产生的重力异常水平梯度大，幅度小，水平范围小，波长短，

25、随着观测高度增加衰减速度快，这种异常称局部重力异常。如图：44、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30=-9.24mGal45、地球的重力、重力场强度与重力加速度的关系？在地面附近，物体受到的引力与惯性离心力的合力就是重力，重力的方向在不同的地点其指向是不同的重力场强度：单位质量的质点在重力场中Po点所受到的重力大小，被定义为Po点地球重力场的场强。从上面重力场强度的定义可以知道，重力场强

26、度与重力加速度应该是一致的。由此可知，重力加速度在数值上(包括方向)等于单位质量所受的重力。46、地壳均衡的概念与模式？ 在均衡地区，当水深为4千米时，地壳厚度（不含水层）有多厚？在地球莫霍面以下，山脉下的莫霍面深，海洋下的莫霍面浅，可推测，在地球表层层在这与地形有关的补偿质量，这就是均衡的概念。地壳均衡的模型有三种：1、普拉特-海福特模型山脉是由地下物质从某个补偿深度起向上热膨胀形成的，山脉越高，山脉下岩石密度越小。地球表层中存在一个等压深度（补偿深度），这个深度以上的每一个截面相等的圆柱体总质量相等，补偿质量分布在大地水准面与补偿深度之间的地球表层。他认为，地下从某一深度(即补偿深度)起，

27、以下物质的密度是均匀的，但以上的物质，则相同截面的柱体保持相同的总质量；因此，地形越高密度越小，即在垂直方向是均匀膨胀的。2、Airy-Heiskanen 山根浮在地壳上部，地壳在岩浆中漂浮，山脉越高，限入岩浆中的山根越深，海洋地区有反山根，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。根据阿基米德浮力原理，山越高，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。(3)Vening Meinsz 修正后的艾利模型，将完全、均匀、局部补偿调整为完全、均匀、区域补偿。把地壳当做弹性薄板，山脉的质量将地壳压弯，地壳陷入下层流体

28、物质中，形成区域山根或者反山根。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，因此可知此时地壳厚度为30Km-4Km-t=15.0667Km.47、地球内部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

29、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。48、对于重力均衡你是如何理解的。49、重力异常的物理本质？自由空气重力异常，布格重力异常，均衡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。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。 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

30、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

31、和地壳不均衡联合引起的。 50、地壳均衡在地球演变中的作用。地壳的各个部分都在不断的通过补偿以达到均衡，而地壳构造，冰川的融化和山脉被破坏却倾向于打破均衡，地壳各个部分争取达到平衡的倾向可以引起局部地区发生升降运动。这在地球演变的过程中会对板块内部的构造活动产生巨大作用。51、讲述重力探测原理，它的应用条件，举一具体应用实例。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

32、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

33、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。52、如何划分区域重力异常与局部重力异常?埋藏浅水平延伸小的密度异常体在地面产生的重力异常水平梯度大幅度小，占据水平范围小，异常波长短，随着高度的增加衰减速度快，这种异常为局部异常，反之埋藏深或水平延伸广的密度异常体在地面产生的异常水平梯度小，占据水平范围大，异常波长打，随高度的衰减慢。重力异常随场源深度变化而变化。 浅部密度异常体随观测平面高度的变化具有较高的敏感性。重力异常解析沿拓：高度越高，重力异常中埋藏深、尺度大的密度异常体产生的重力异常所占的比重大，将地面实测异常换算到不同高度来区分不同深度

34、场源，可以区分重力异常中埋藏深、尺度大的密度异常体产生的重力异常所占的比重大。重力异常高阶导数：重力异常的导数在不同形状地质体上有不同的特征，有助对异常的解释与分类。可以突出浅而小的密度异常体的重力异常特征，压制区域性异常特征。重力异常高阶导数可以将相互靠近埋深相差不大的相临密度异常体引起的叠加异常分开。53、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、地形地貌上的盆地相对应负异常区多与山系对应地质意义

35、：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。54、几大岩石类型岩石地层密度特征及影响岩石地层密度变化的因素一般来讲：火成（岩浆）岩密度变质岩密度沉积岩密度火成岩类，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.

36、69-2.7g/cm3之间变化较小。 变质岩密度一般较高，但变化也较大，一般在2.70g/cm3左右。 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。地球磁场55、基本概念地球磁场简言之是偶极型的，近似于把一个磁铁棒放到地球中心，使它的

37、极大体上对着南极而产生的磁场形状。地磁场：由多种不同来源的磁场叠加而成的。按他们的稳定性来区分，地磁场可分为两大部分，主要来源于地球内部的稳定场合主要来源于外部的变化磁场。次偶极子：磁偶极子是一对等量异号的点磁荷正负Q组成。它们之间的距离远比到场点的距离小。56、地心偶极子磁场，地磁要素，日变改正，纬度改正，零点改正。地心偶极子磁场：地磁场近似于一个置于地心的磁偶极子所形成的磁场，这个磁偶极子ns的延长线N1S1称为磁轴，它和地轴NS斜交一个角度11.5度。地磁要素：7大要素：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）日变改正：日变

38、改正是从日变曲线上直接查得的，日变曲线是由实际观测得来的。零点改正：仪器的零点漂移一般可看着呈线性变化。零点改正值可以直接从仪器的零点漂移曲线上查得。57、地磁脉动，磁暴，太阳静日变化，太阴日变化。地磁脉动：地磁脉动是一种短周期的地磁干扰，形态、周期和振幅各异。在形态上看，地磁脉动可分为连续脉动型和不规则脉动型两大类。磁暴：磁暴起源于太阳活动区喷射出的高速等离子体流。春秋两季发生磁暴次数多，冬夏两季次数少；是地磁场的干扰变化中的一种。太阳静日变化：是以太阳日（24小时）为周期的日变化，由每月5天磁静日统计得出，白天变化强，夜间变化弱，夏季的变化幅度比冬季大。太阴日变化：是依赖地方太阴是并以半个

39、太阳日为主要周期的周期性变化。太阴日变化是非常微弱的。58、磁异常条带，居里温度，居里面，热剩余磁性，沉积剩余磁性，化学剩余磁性，粘滞剩余磁性，退磁。（正北）（磁子午线）（正东）Z0xyHTDI 地磁要素磁异常条带：居里温度：岩石理想磁畴的自旋排列如果把这种物体加温，温度增高使磁畴内的自旋方向变得杂乱，因此磁性减小；温度超过一定数值时，磁化的数值等于零；这个温度称为居里温度。居里面：地球内部埋深约20千米的一个等温面。该处的温度使物体失去磁性，也就是从铁磁性转变成顺磁性物质的温度。地壳中的居里等温面，是一个特殊的温度界面，它不仅能表征地下温度场的分布特征，也可提供地壳深部热应力场和其它地球物理

40、资料，因此，居里等温面实质上是地壳上部的一个地球物理特征界面，它对地热场及地震的成因研究具有十分重要的意义。热剩余磁性：铁磁质加热至居里点以上，然后在外磁场中冷却至室温，可获得很强的剩磁。这种现象叫着热剩余磁性。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。这种现象叫着沉积剩余磁性。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而获得的剩磁，称为化学剩磁。粘滞剩余磁性：在岩石形成是获得的剩磁称为原生剩磁，而在岩石形成后获得的剩磁，称为次生剩磁。粘滞剩磁就是属于次生剩磁，它是岩石长期置于地磁场中

41、获得的剩磁。退磁：由于古地磁的研究是岩石的原生剩磁，所以需要消除次生磁性，这种消除磁性的过程叫着退磁，一般采用交变磁场退磁和热退磁两种方法消除次生剩磁。59、地磁场的单位。 地磁场的单位：地磁场也常用磁感应强度矢量B来描述，SI制中，它的单位为特斯拉（T），纳特（nT）高斯制：高斯（GS）1GS=10-4T 1Nt=10-5GS=1r60、地磁场的基本特征。 地磁场的基本特征：地磁场和一个置于地心的磁偶极子的磁场很近似, 这是地磁场的最基本特性。地磁场强度很弱, 这是地磁场的另一特性, 在最强的两极其强度不到10-4(T), 平均强度约为0.6x10-4(T), 而它随地点或时间的变化就更小,

42、 因此常用(), 即10 -9(T)做为磁场强度单位。61、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。62、岩石矿物磁性的基本特征？影响岩石矿物磁性的因素有哪些？ 岩石磁性实质上就是岩石中铁（亚铁）磁性矿物磁化的结果。岩石的原生剩磁方向与形成岩石时的地磁场方向一致。岩石中极大部分矿物属抗磁性和顺磁性。因素：温度，化学成份，岩石的形成时期。63、地球基本磁场随高度的变化特点？ 按电磁特性分层 根据大气的电离特性，大气圈可分成中性层、电离层和磁层。中性层 指自地表至60

43、公里左右的大气层。中性层大气有时虽然局部可有较多的带电粒子(如雷暴时)，但一般情况下带电粒子少，主要由中性气体组成。电离层 指自60公里到500或1000公里的大气层，系由较多气体分子吸收了太阳X 射线和紫外辐射电离而成。习惯上按电子密度的大小，常把电离层自下而上分成D层(6090公里)、E层（90140公里）、F层(140500或1000公里)。 各层的高度、厚度和电子密度随昼夜、季节、太阳活动而变化。1000公里以上，也存在电子和离子，但数密度已很小，分布也极不均匀。电离层能反射无线电波，对电波通信很重要。磁层 地球磁层始于地表以上5001000公里处，向空间延伸到磁层边缘。太阳风动能密度

44、和地磁场能密度相平衡的曲面，就是地球磁层的边界，称磁层顶。朝太阳一侧的磁层顶离地心约811个地球半径，太阳激烈活动时，被突然增强的太阳风压缩到57个地球半径。背太阳一侧，因太阳风不能对地磁场施以任何有效的压力，磁层在空间可以延伸到几百个甚至一千个地球半径以外，形成一个磁尾。磁尾中，两侧磁力线突然改变方向的界面，称为中性片（图3）。磁层顶即作为地球大气的上界。64、变化磁场的可分为那两类? 变化磁场划分为起源于地球内部和地球外部两部分。起源于外部的叫外源场，起源于地球内部的叫内源场。外源变化磁场起源地球外部的各种电流体系。外源场是变化磁场的主要来源65、地磁场与地球内部构造有何关系? 参见下一题

45、66、地磁场成因的认识? 地磁成因的认识：在近20一30年期间，建立在地球内部构造的现行知识基础上，提出了自激发电机效应的假说。这种假说认为：1液态地核内部由于温度梯度、或温差、压力差等原因产生涡旋运动，结果使地核成为良导电体；2由于地球绕轴自转所引起的回旋磁效应就存在一微弱初始磁场，虽比地磁场小10倍，但对于引起再生效应来说已足够了；3地核电流体形成，通过感应方式电流自身形成的场又可连续不断地再生磁场，从而增强了原来的磁场由于地核电流体持续运动而不断提供能量，因而引起一种自激发电机效应。由于能量的不断消耗和供应，磁场增强到一定程度就稳定下来，形成现在的地球基本磁场。这种假说不仅能满意的定性解

46、释地磁偶极子场和非偶极子场地磁理论之一。但也存在一定问题，尚待进一步研究。67、磁法探测原理，它的应用条件，举例说明在地球科学研究中的应用。 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，研究燃料和金

47、属矿产总的分布规律，其中主要是燃料矿产。b.1:20万区域地质调查,航磁工作的任务应以地质填图，研究构造和划分成矿带为重点。c.1:5万的区域地质调查,主要是深入研究区域成矿规律，预测各类矿床的分布。l 深部地质地球物理调查：a.圈定岩体和划分不同岩性区。b.推断断裂、破碎带及褶皱。c.成矿区的圈定和划分。（PPT地磁学090518 P108、109）68、什么是磁异常？T磁异常的物理意义。内源场有五个大尺度的非偶极子场，称为磁异常，分别为南大西洋磁异常，欧亚大陆磁异常，北非磁异常，大洋洲磁异常和北美磁异常，主要来源于地壳岩石产生的磁场。T磁异常的物理意义地球外部变化磁场，T=Ti+Te, T

48、i是变化磁场的内源场，Te是变化磁场的外源场。（PPT地磁学090518 P4、27）69、 获得磁异常要进行那些改正?分析磁测精度的高低测网的疏密，系统误差的有无和大小，正常场选择是否正确，图件拼接是否合理、资料是否齐全、是否有干扰影响存在等，若有问题，应改正或处理解决。此外，还应该注意分析磁性地质体的磁性特征，和磁性的均匀性、方向性和大小。为便于解释，在解释大面积磁测资料时常需对异常进行分区、分带，确定解释单元。多数情况下，还需对磁测资料进行必要的转换和处理，如延拓、化极、求导等。（PPT地磁学090518 P105）70、岩石剩磁有哪几种类型？古地磁学的基本原理？野外样品采集的要求？抗磁

49、性、顺磁性、铁磁性、亚铁磁性和反铁磁性。（PPT古地磁学P2）古地磁研究建立在下列两个假设基础上：(1)岩石的原生剩磁方向与形成岩石时的地磁场方向一致，研究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。(2)古地磁场是轴向地心偶极场。（PPT古地磁学P11）标本采集l 样品剩余磁性的测定l 样品退磁 由于古地磁的研究是岩石的原生剩磁，所以需要消除次生剩磁。一般采用交变磁场退磁和热退磁两种方法消除次生剩磁。（PPT古地磁学P12）71、谈谈古地磁研究的意义?古地磁研究建立在下列两个假设基础上：(1)岩石的原生剩磁方向与形成岩石时的地磁场方向一致，研究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。(2)古地磁场是轴向地心偶极场。应用：1大陆漂移。不同大陆上取得的资料绘制的古磁极游移的轨迹并不相吻合，这点在地质学和地球物理学面前提出了一个关于地球与它的大陆起源的新课题，因为对这个事实的任何一种解释都没有得