《固體地球物理學概論》最新2014年復習提綱

1、Zhang.Wei-Qi,2014; 固體地球物理學概論復習重點 (010111，011111班，011112等班，2014年4月) 考試時間：2014年5月9日（周五）晚上19:30-21:30考試地點：教1-205, 305編者：Zhang.Wei-Qi ,Geoscience faculty,China University of Geoscience,2014第一章：引言1、 地球物理學的定義。解：地球物理學是以地球為研究對象的一門應用物理學。2、 地球物理學組成及研究內容。解：組成包括：理論地球物理、應用地球物理A. 理論地球物理學著眼于基礎理論方面的研究，研究的主要內容有：（1）研

2、究地球形狀與重力分布的重力學；（2）研究地震及彈性波在地球內部傳播規(guī)律的地震學；（3）研究地球磁現象的地磁學；（4）研究地球電性質的地電學；（5）研究地球內部熱過程和熱狀態(tài)的地熱學；（6）深部探測和地球動力學等。B. 應用地球物理學是解決勘察石油、金屬、非金屬礦或其它地質問題的。3、 地球物理學的基本特點。解：1、地球物理學是入地的窗口：根據地球物理學資料，可以間接探知地球深部；2、地球物理方法的反演具有多解性；3、地球物理方法是間接地獲取地質信息，即地球物理學的間接性；4、地球物理學通過建立模型，簡化復雜客體，反映客體本質；5、地球物理學初值和邊值的約束作用：現在的地球為地球演化提供了一個作

3、為初值（終值）的時間條件，而地面觀測又為地球內部的物理過程提供了一個邊界條件。6、對地球物理學結論的可靠性估計部分通過地球物理學探知的結論可靠性較高，而有一些則較低；4、 地球物理學與地質學的比較地質學是研究關于地球的物質組成、內部構造、外部特征、各圈層之間的相互作用及地質演化歷史的一門學科。二者相對比，地質學是利用地表直接觀測到的數據來對深部情況作出推斷，而地球物理則是運用物理學手段，間接推測深部情況。地球物理學的研究需要地質學的研究背景，而對于一些傳統(tǒng)地質學手段難以解決的地質學問題，則需要用到地球物理學手段。第二章：地球的起源1、 戴文賽新星云假說的要點。解：行星的形成要經過“原始星云星云

4、盤塵層星子行星”這樣幾個步驟。（1）原始星云的形成：原始星云是由一塊星際云塊塌縮并瓦解而成的。（2）星云盤的形成：原始星云盤繼續(xù)塌縮，半徑逐漸減小，因角動量守恒，造成自轉速度增大。赤道面上的外邊緣物質，當其慣性離心力與中心部分引力相抗衡時，便停下來，形式星云盤。 （3）塵層的形成：云盤中塵粒跟氣體一起繞太陽轉動，同時彼此發(fā)生碰撞，結合成顆粒，并向赤道沉降，逐漸形成塵層。（4）星子的形成：當塵層的密度足夠大時，會導致引力不穩(wěn)定性，使塵層瓦解為許多物質團。當物質團的密度超過羅奇密度時，就可以自吸引塌縮，聚集成星子。(5)行星（胎）的形成：初始星子頻繁碰撞，結合成為更大星子或者碎裂為更小星子。大星子

5、引力較強，更有效地吸積周圍的物質和小星子迅速成長成為行星胎。2、 羅奇密度的用途和計算。解：羅奇密度用于對星云盤的的溫度、厚度和密度做出估計。04M/(a3)。式中0稱為羅奇密度，上式稱為聚集條件。如果<0則天體分裂。3、 地球早期演化中的圈層分化過程。解：（1）地核和地幔的形成：原始地球是一個均勻的球體，由于放射性元素衰變產生熱能，地球內部的溫度就逐漸增高，促進地球發(fā)生圈層分異，進而地球就分異成地核和地幔。(2)原始地殼的形成和陸殼、洋殼分化：在地核和地幔形成后，那時的地球表層是熔融的。4046億年前，表層開始冷卻分異，形成全球性的原始地殼，即陸殼。3040億年前，地球受到星子撞擊影響

6、，原始地殼分異，形成原始洋殼。(3)海洋和大氣的形成：地球大氣經歷了原生大氣、還原大氣和氧化大氣三個階段:A、地球在形成過程中俘獲星云中的氣體，形成地球的原始大氣層。B、放射性元素的衰變使地球物質融化，加速還原氣體從地球內部溢出，形成還原大氣。C、由于地球內部的地幔分異作用，排出的氣體逐漸氧化；太陽輻射使地球大氣中的水分解、綠色植物的光合作用都形成較多氧氣，從而形成氧化大氣。在地球形成的過程中，星子碰撞后放出的水，火山巖漿活動產生的水，以及大氣中的水氣凝聚的水都可以流人星子撞擊坑，形成海洋。（4）地球表層的變化：地殼和地面的變化乃是各圈層相互作用的結果。 第三章 地球的轉動和形狀1、 名詞解釋

7、：天球赤道、黃道、黃極、天極。解：天球赤道假定以地球為球心，把各天體投影在半徑等于無窮大的球面上，這一球體就是天球。將地球的赤道平面向外延伸，與天球相割所成的天球大圓就叫做天球赤道黃道 將地球繞日運轉的軌道面無限延伸，與天球相割而成的天球大圓叫做黃道。黃極球面上的任何圓圈都有兩個極點，即球面上距離該圓圈最遠 (900)的兩點。天極將地球的極軸延長，交于天球上的兩點N、S，這兩點就叫天極.2、 從物理觀點解釋傅科擺如何證明地球自轉的。解：單擺的擺動平面在不受外力作用時，其擺動的空間方向始終不會發(fā)生變化的。然而，人們所看到的是，擺動平面相對于地球表面發(fā)生了按順時針方向緩慢地轉動，其實質是:擺下面的

8、地球在沿逆時針方向轉動造成的。由于地球自轉，擺動平面就會發(fā)生相對于地面的偏轉。這一現象證明了地球的自轉。3、 地球自轉的特點是什么?解：1.轉軸取向穩(wěn)定2.自轉速度穩(wěn)定3.地球自轉會發(fā)生均勻變化。由于于外部日月星辰的引力作用、地球表面覆蓋海洋和大氣、地球形狀軸與自轉軸不重合和地球內部結構與運動等，引起地球轉動速度或轉軸方向都發(fā)生微小的變化。4、 什么是地球自轉軸的進動、章動和極移 (只考慮錢德勒晃動)? 解：進動用來表示轉動物體的轉動軸環(huán) 繞另一軸的轉動。地軸的進動，地球的旋轉軸環(huán)著黃道軸作緩慢的畫圓錐面的旋進運動，保持黃赤交角不變。章動在地軸的長期旋進中，在它的平均位置上附加了一種短周期的擺

9、動。極移地球自轉軸與地面的交點叫地極，地極點相對于國際極點CIO的位移叫做極移。5、 簡述地球自轉與地球物理現象的聯(lián)系解：地球自轉與地震的關系：地球自轉速率的變化可能是全球地震活動的一種主要的動力來源。因為巖石圈是由不同的塊體組成，地球自轉速率變化時，就會造成這些塊體運動的差異性。地球自轉速度變化可能會引起地球的形變；第四章 地球形狀與重力1、什么是大地水準面?地球的形狀指什么?解：一個與平均的海洋面(在陸地上是它的順勢延伸而構成封閉的曲面）重合的那個重力等位面稱為大地水準面。從物理圖象上看，地球形狀，是指全球上靜止海面的形狀。2、什么是重力改正?常用的重力改正有哪幾種?每種改正的目的是什么?

10、逐項從測量值中扣除或補加地形、高程、重力均衡等因素的影響，這個過程就是重力改正。重力改正主要包括高度改正、中間層改正、地形改正。高度改正：將高程的影響去掉，因此，自由空間異常是反映地表和地下的物質分布對重力的作用。中間層校正：海平面以上的質量用一個無限長水平板表示，厚度為測點到海平面的高度。地形校正：進行地形改正，就是要把地面凸起部分刪去，把凹陷部分填平。無論是刪去還是填平，其結果都是使測點的重力值加大，所以地形改正只與高差的絕對值有關。3、 試述地球表面正常重力場的分布特征。解：地球表面的正常重力值只與緯度有關，在赤道上最小，兩極處最大；正常重力值隨緯度變化的變化率，在緯度45°處

11、達到最大，而在赤道和兩極處為零；正常重力值還隨高度的增加而減小4、 將地球近似看成半徑為6370km的均勻球體，若極地處重力值為9·8m/s、，試估算地球的總質量為多少噸?5、球體重力異常的曲線及分布特征解：球體的重力異常公式為： 其中G萬有引力常數，M剩余質量，D中心埋深，x，y-測點坐標對于中心剖面（y=0），當x±時，g0當x=0時，gmax=GM/D2曲線分布特征為：隨著中心埋深的增加，曲線的峰值逐漸降低，曲線逐漸變得平緩。6、試述重力均衡的兩種基本假說。根據這兩種假說，怎樣進行重力的均衡校正?解：普拉特假說：認為地殼底面的深度一致，但密度隨地面高度增加而減少；艾里

12、假說：認為地殼的密度一致，但底面深度隨地面高度增加而下降。普拉特的均衡平衡概念如圖所示。地面高程越高，下伏的巖石層密度越低。對于海洋，情況相反。設從誨平面計起的補償深度D之上，豎立著若干柱體，各個柱體的重量相等。依據重力均衡計算出測點的柱體密度與正常密度的差值，進而可以計算出測點柱體在海平面造成的重力與正常重力的差值，這個差值就是均衡異常；在進行了自由空間重力校正和布格重力校正后，在扣除均衡異常，便得到相應的重力均衡改正值。艾里假說：對于陸地，若地形高度為 h， 其下部深入地慢介質深度為 t (山根)，根據阿基米德原理可得： ；高為h，密度為0的柱體，由厚為t、密度差為的山根來補償。由重力均衡

13、可計算出山根的厚度為地表高程的4.5倍；依次，可以計算出由于山根的存在所造成的補償厚度，扣除這項所造成的影響，得到的便是均衡改正值。7、重力勘探的先決條件、有利條件。什么是重力的正反演。解：重力勘察的先決條件地下存在密度不均勻體；有利條件是地形平坦且地質體與圍巖的密度差較大；重力的正演問題是根據模型以及相關的條件來得到重力異常的結果。重力的反演問題是根據實際觀測的重力值來解釋地球內部的結構。8、固體潮是怎樣產生的?什么是引潮力和引潮位?解：太陽、月球引力作用于地球固體引起的形變。引潮力：產生地球潮汐的力稱為引潮力。引潮位：地面上某一點的引潮位，等于天體對該點的引力位與該點繞月地質心旋轉產生的慣

14、性離心力位之和。第五章 地震波傳播與地球內部結構1、 名詞解釋：應力 應變 切應變 泊松比、楊氏模量。應力：應力是彈性體受外力作用后其內部質點之間產生的一種阻礙彈性形變的內力。應變：彈性體受外力作用后，內部質點之間有應力產生，這種應力引起彈性體的變形。切應變：物體受切應力作用后每一截面都會相互錯動，使得彈性體變化了角度。由于f很小，所以角也很小，這一角即為切應變。E是楊氏模量。它表示彈性材料抵抗拉伸(或壓縮)的能力。E是楊氏模量，表示彈性材料抵抗拉伸(或壓縮)的能力，滿足：叫做泊松系數，當彈性體垂直截面方向壓縮的時候，其平行截面方向也會發(fā)生擴張，滿足：2、 為什么說一般材料容易發(fā)生扭曲破裂而不

15、易發(fā)生壓縮破裂？可以證明，切變模量可以由楊氏模量E和泊松系數推導出來，其關系為:E2（1 ）；因為 00.5，故 /E =0.5 0.3，即切變模量不足楊氏模量的一半，因此，介質容易發(fā)生扭曲破裂，而不易發(fā)生壓縮破裂3、 掌握計算巖石縱波速與橫波速公式與方法。P波的傳播方向與振動方向一致，傳播速度為:其中也是一個彈性常數，叫做拉梅常數，它可由楊氏模量E與泊松系數 來表示;橫波的傳播速度為:4、 地震波有哪幾種? 簡述它們的定義及特點。地震波有橫波、縱波、面波、自由震蕩波，其中橫波、縱波被稱為體波；面波又分為勒夫波和瑞利波。縱波：是地下巖石介質受正應力作用后膨脹或壓縮而產生的疏密波橫波：是地下巖石

16、介質受切應力作用所產生的切變波。二者被合稱為體波，體波是貫穿于整個地球內部傳播的波面波：當P波和S波傳播到地球表面或內部界面上時，會產生沿著地表面或內界面?zhèn)鞑サ牟ǎ@就是面波。面波又分為瑞利波和勒夫波。瑞利波是沿地球表面?zhèn)鞑サ牟?，它是縱波和橫波沿界面?zhèn)鞑r相互疊加的結果。勒夫波：當均勻無限半空間介質上覆蓋一薄層，且薄層內的S波傳播速度低于層下的S波傳播速度，則會產生一種沿表面?zhèn)鞑デ屹|點振動僅限于水平面內傳播的面波，這就是勒夫波。自由振蕩波：振蕩是駐波，即在任意給定時刻內發(fā)生運動的不是地球的一部分，而是地球的整體。只隨時間變化，而不隨時間行進。5、 簡述瑞利波和勒夫波的特征。 瑞利波是沿地球表面

17、傳播的波，它是縱波和橫波沿界面?zhèn)鞑r相互疊加的結果。瑞利波的特征：瑞利波的波速略小于S波速度；質點的運動軌跡為逆進橢圓，其長軸垂直于地面， 其短軸與波的前進方向一致；質點的振動振幅，從地面往下，按指數銳減；勒夫波：當均勻無限半空間介質上覆蓋一薄層，且薄層內的S波傳播速度Vs1低于層下的S波傳播速度Vs2，則會產生一種沿表面?zhèn)鞑デ屹|點振動僅限于水平面內傳播的面波，這就是勒夫波。勒夫波的特征：勒夫波的傳播速度Vq滿足:Vs1VQVs2；勒夫波的低頻成分以接近于VS1的速度傳播，勒夫波的高頻成分以接近于VS2的速度傳播；勒夫波的振幅隨深度按指數銳減；6、 掌握地震波震相的圖示方法。P：代表P波S：代

18、表S波PP：代表P波從地殼反射一次PPP：代表P波從地殼反射兩次PKP：代表P波穿過外核PKIKP：代表P波同時穿過內核和外核PcP：代表P波被外核所反射SKS：代表S波穿過外核，但是在外核內部轉化為P波傳播PkiKP：代表P波在內核被反射7、 簡述地震波速度與地球內部結構地球的速度結構：1、殼幔界面 在地下30一60km深度處，縱波速度從6一7kmS，跳到 8 kmS以上，它是地殼與地慢的分界面。2、幔核界面 在地幔內，速度隨深度而增加。在大約2900km處，P波速度突然 13kms下降到8kmS左右，出現地球內部第二大間斷面。3、內外核分界面從2900km以下進人地核，縱波速度逐漸回升，橫

19、波速度因橫波不能通過而恒為零，直到大約5000km，橫波才出現，縱波速度也有明顯跳躍，成為地球內部的第三大間斷面。4、上下地幔的過渡層地幔由上地幔、過渡層 (速度變化不均勻)和下地慢 (速度變化均勻)組成。8、 簡述地震學對地球科學的貢獻。解：1，利用地震波的層析成像可以探知地球的內部結構；2，利用地震波資料可以對復雜構造以及地下斷層進行可靠地推斷；3，地震學在地層學中的應用，可以探知地下的地層巖性分布；4，通過地震相分析可以探知內部反射結構；反射結構是指地震剖面上層序內反射同相軸本身的延伸情況及同相軸之間的關系5，應用于對天然氣水合物的勘探；6，應用于對地下核試驗當量的估計；7，應用于對樁基

20、的檢測；第六章 地磁學1、名詞解釋:（1） 磁偶極子 ； （2）磁偏角；（3） 磁傾角； （4）地心軸向磁偶極子； （5）磁化率 （6）地磁極； （7） 剩余磁性解： 磁偶極子 等值異號的兩個點磁荷構成的系統(tǒng)，在其間距離2ld 場源到觀測點的距離時，稱為磁偶極子。磁偏角指地磁場F偏離正北方向的角 度，以F偏東為正、偏西為負。用D表示。磁傾角指F 偏離水平面角度，在北半球取F下傾的I 為正，在南半球取F上仰的I為正。 地心軸向磁偶極子位于地心的磁偶極子。地球磁場的空間形態(tài)與地心磁偶極子的磁場相似。磁化率用 m 表示，Mm F，表示物質被磁化的程度。地磁極 地心磁偶極子軸線與地面交于南北兩對稱點，

21、我們把這兩點叫做地磁極。剩余磁性巖石在成巖時期的地磁場作用下所獲得的剩余磁性。2、為什么說主磁場可以看作是由磁偶極子場和非偶極子磁場構成的?解：地球磁場的空間形態(tài)與地心磁偶極子的磁場相似，地心磁偶極子的磁場強度約占整個地磁場強度的80%-90%，因此地心磁偶極子場的空間分布也反映了整個地磁場空間分布的主要特征。但是真的地磁場和理想的地心偶極子磁場之間還存在著比較顯著的差異，這差異為非偶極子磁場，約占地球總磁場的10%-20%。因此，綜上所述，地球的主磁場可以看做是磁偶極子場和非磁偶極子場構成的。3、舉例說明主磁場的長期變化現象。解：地球主磁場隨時間的緩慢變化被稱為地磁場的長期變化。包括磁矩的長

22、期變化、磁偏角的長期變化 、磁極位置的長期變化 、極性倒轉的長期變化 。4、地球磁場的長期變化與變化磁場各是怎樣定義的?解：地球主磁場隨時間的緩慢變化被稱為地磁場的長期變化。隨時間變化較快的地磁場成分稱為地球的變化磁場，5、什么是巖石的熱剩余磁性?沉積剩余磁性?解：天然剩余磁性：自然界中巖石在成巖時期的地磁場作用下所獲得的剩余磁性，稱為天然剩余磁性天然剩余磁性的類型有: 熱剩余磁性，化學剩余磁性，沉積剩余磁性和粘滯剩余磁性。熱剩余磁性：巖漿溫度都在磁性礦物居里點以上，從地下噴出地面后在地磁場中冷卻至常溫的過程中，磁性礦物因受到當地、當時地磁場的作用，而平行于地磁場的方向被磁化，其結果獲得很強的

23、剩磁，這種剩磁稱為熱剩磁。沉積剩余磁性：巖石碎屑攜帶原已具有剩余磁性的礦物顆粒，在成巖過程中，由于地磁場的作用，使礦物顆粒的剩余磁性按著當時的地磁場方向取向并被固定下來的剩磁叫做沉積剩磁。化學剩余磁性：某些礦物在地磁場壞境中發(fā)生了化學變化或重新結晶，也可能獲得相當高的磁化強度。礦物通過這種方式獲得的剩磁就叫做化學剩磁。6、簡述古地磁學的基本原理。解：古地磁的基本原理是建立在兩個假說的基礎上的。這兩個假說是:(1) 巖石的原生剩磁方向與巖石形成時的地磁場方向一致，所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磁偶極子場。以磁偶極子軸作為極軸的坐標系稱為地磁坐標系。地面

24、一點P 的矢徑與地磁軸的夾角稱為該點的地磁余緯度，用表示。P點的矢徑與地磁赤道面的夾角稱為該點的地磁緯度，用表示。按偶極子公式，磁傾角I與磁緯度， 磁余緯度的關系為：tan I =2tan =2cot 在地面 P 點選取一標本測定I 后，由上式計算出磁余緯 ，再根據剩磁偏角D 可定出地磁極的位置。7，簡述地磁七要素，以及它們之間的關系。解：X：地磁場北向分量Y:地磁場東向分量Z:地磁場垂直分量磁偏角D：D是F偏離正北方向的角 度，以F偏東為正、偏西為負磁傾角I：I是F 偏離水平面角度，在北半球取F下傾的I 為正，在南半球取F上仰的I為正水平分量H：H是F在水平面上的投影，以指磁北為正向F：地磁

25、場地磁要素間的相互關系：FX2Y2Z2H2X2Y2YHsinD ZHtanI第七章 地電學1、名詞解釋:(1)電阻率； （2）視電阻率； （3）穿透深度；（4）電剖面法； （5）電測深法解：電阻率表示各種物質電阻特性的物理量。視電阻率在地下巖石電性分布不均勻或地表起 伏不平的情況下，若仍按測定均勻水平大地電阻率的方法，計算的結果稱 之為視電阻率。穿透深度將感應電場磁場的強度值衰減為導體表面值的1/ e 的深度稱為“穿透深度”h。電剖面法電阻率剖面法簡稱為電剖面法，其電極排列方式和裝置大小 在工作過程中始終保持不變，將整個裝置同時沿著測線移動，逐點觀測電位差、供電電流I，并算出視電阻率。剖面曲線

26、是地下一定深度內沿觀測剖面水平方向地電斷面特征的反映。電測深法保持測量電極MN的位置固定，在不斷增大供電電極距的同時，逐次進行觀測。電測深曲線反映了測點下方垂直方向上電性層的變化情況。2、簡述電阻率和視電阻率的異同點。解：相同點：視電阻率和電阻率具有相同的量綱。不同點：視電阻率雖然不是地下某一種巖石的真電阻率，但卻是在電場作用的范圍內， 地下電性不均勻體的綜合反映。3、什么是大地電場?什么是自然電場?它們對了解地球電性結構有什么意義?解：各種天然的全球性或區(qū)域性變化電場稱為大地電場；各種天然地方性穩(wěn)定電場稱為自然電場。大地電場的強度隨地區(qū)變化很大。在高阻底隆起區(qū)可達到3-10mV/km。而在厚

27、的良導地層中只有0.5-3mV/km自然電場反應的是地下礦體或地下水體系的分布特點；因此，二者可以顯著地反映地球的電性結構。4、簡述由大地電磁測深和地磁測深法了解地球電性結構的基本原理。解：電磁測深方法是通過改變電磁場頻率進行測深的一類電法分支方法。它利用電磁感應的趨膚效應，即高頻電磁場穿透淺，低頻電磁場穿透深，在場源和接收點間距不變的條件下，改變電磁場的頻率來達到測深的目的。地磁測深方法是由地磁臺根據地磁記錄計算深部電性結構。即在地面大面積上布置多個地磁臺站，觀測地球的變化磁場，并應用高斯球諧方法把外磁場部分與由外磁場引起的感應磁場部分分開，求出它們的幅度比和相角差。計算出不同殼層的電導率。

28、5、掌握計算穿透深度的計算公式和方法。解：將感應電場 (或磁場)的 強度 (振幅)值衰減為導體表面(地面)值的 1/ e 的深度稱為“穿透深度”h。h可由下式表達: T=1f 為電磁波周期；為地下介質電阻率 (-m)。6、簡述地球內部電性的電性結構。解：在地表附近，干燥花崗巖的導電性能最差，其電導率約為10(-4)S/m； 而潮濕大地和沉積巖電導率為10(-2)10(1)S/m。從地表住下隨深度增加電導率逐漸升高，在100km深度處的地慢頂部電導率約為 10(-1)S/m；到了400km處電導率存在一個突變，達到10S/m量級，可能是地慢巖石發(fā)生相變的結果；地幔底部的電導率估計可達102103

29、Sm。第八章 地球的溫度場1、解擇下列名詞 溫度梯度 熱導率 熱擴散率 熱流密度 大地熱流密度 熱產率 解：溫度梯度地球內溫度隨深度的增高率叫做地溫梯度。熱導率熱導率是衡量熱量流過物質難易程度的尺度。其物理意義是：沿熱傳導方向，單位時間內通過單位厚度巖石，使巖石兩側溫度差為1K(或10C)時，所通過的熱量。熱擴散率巖石的熱擴散率x是反映巖石熱慣性特征的綜合性參數。即巖石在受熱或冷卻時，各部分溫度趨于一致的能力。其定義式是:x=K/Cp式中，K是熱導率；是密度；Cp定壓比熱， 即壓力恒定，溫度改變1度時，物體吸收或放出的熱量。熱流密度在單位時間內通過單位面積的熱量叫做熱流密度，用符號q表示。其單位為:mW/m2。大地熱流密度指單位時間內熱量由殼幔深部垂直向上通過單位面積地球表面向大氣層散發(fā)的熱量，其單位為毫瓦/米2。 熱產率單位時間內單位體積的巖石放出的熱量叫熱產率，用A來表示，單位為mW/m3 2、地球介質中熱量傳遞有哪幾種主要方式?這些方式各在什么深度范圍起主要作用?解：1、熱傳導 (聲子傳熱) 范圍：地面附近。2、熱輻射 (光子傳熱) 范圍：地下500km以后。3、