同濟大學(xué)2013級地球物理學(xué)概論期末復(fù)習(xí)題

1、第一部分 地球的物理結(jié)構(gòu)和物理演變 離子態(tài)：物質(zhì)以等離子體的方式存在的聚集狀態(tài)。等離子體是由帶電粒子和中性粒子組成的宏觀電中性物質(zhì)。電離層：習(xí)慣上把70-1000km高度范圍內(nèi)的部分電離大氣叫做電離層。磁層：1000km以上完全電離的大氣。黃道面：地球繞太陽公轉(zhuǎn)的軌道平面。赤道面：地理坐標系上赤道所在的平面。地平面：大地的水平面，與地球半徑成直角的平面。天頂、天底：將觀察點的鉛垂直線無限延伸后與天球交于兩點，向上與天球的交點稱為天頂，而正對向下延伸與天球的交點，稱為天底。天球是一個想象的旋轉(zhuǎn)球，理論上具有無限大半徑，與地球同心。天極：地球的自轉(zhuǎn)軸與天球的交點叫天極。黃極：過天球中心并垂直于黃道

2、面的直線與天球的交點。地球物理學(xué)：地球物理學(xué)是應(yīng)用物理學(xué)的原理、方法與技術(shù)，研究地球的物理性質(zhì)、地球自身產(chǎn)生的物理現(xiàn)象，間接地認識地球的一門現(xiàn)代應(yīng)用物理學(xué)。1、 結(jié)合實例說明地球物理手段是探索地球內(nèi)部的高科技比如 對地震波的研究知道了地球的內(nèi)部構(gòu)造，知道了莫霍面的存在，軟流層的存在，如果不是地球物理的應(yīng)用分析，憑人類現(xiàn)有的技術(shù)仍無法直接鉆入地球更深處研究 ，從這點看地球物理的確是探索地球內(nèi)部的高科技。2、 你現(xiàn)在較以前對地球的物理認識有哪些方面的提高地球的整體物理特征：起源，年齡，自轉(zhuǎn)和形狀。 基本物理性質(zhì)：速度分層，電磁性質(zhì)，密度分布，熱學(xué)性質(zhì)。地球物理的應(yīng)用：板塊構(gòu)造學(xué)說，油氣勘探，環(huán)境與

3、工程地質(zhì)勘查。3、 結(jié)合實例談地球物理場和場源的關(guān)系場源是地球物理場存在的基礎(chǔ)，場源的變化是地球物理場發(fā)生變化的唯一決定因素。天然場的場源是地球本身，天然場的正異常是由地球本身因素（整體或局部）決定的；人工場的場源是由地球本身與人工工作共同組成的，人工場的正異常由地球本身和人為因素共同決定。例如由地震波觸發(fā)形成的彈性力場。4、 結(jié)合實例談地球物理學(xué)的模型和正演模擬，異常和干擾模型是將真實系統(tǒng)簡化的描述，保留真實系統(tǒng)的重要特征，是模擬的基本工具。正演模擬是通過觀測與實驗的結(jié)果總結(jié)出系統(tǒng)的規(guī)律特征，利用模型對真實系統(tǒng)的描述或逼近，表現(xiàn)出選定的物理系統(tǒng)或抽象系統(tǒng)的關(guān)鍵特性。異常是由于外界因素的影響使

4、所要研究的對象受到干擾而導(dǎo)致接收的數(shù)據(jù)與正常情況不同。5、 巖石的物性包括那些方面，地表附近常見巖石物性的大小巖石物理性質(zhì)指巖石的力學(xué)、熱學(xué)、電學(xué)、聲學(xué)、放射學(xué)等特性參數(shù)和物理量。剩余磁化強度：10-510A·m-1磁化率：反磁性礦物磁化率為恒量，負值，且較??；順磁性礦物磁化率為恒量,正值，也比較?。昏F磁性礦物磁化率不是恒量，為正值，且相當大。密度：2千克/立方米3千克/立方米孔隙度：變質(zhì)巖的孔隙度很小，一般為0.13,很少有達5的。沉積巖的孔隙度變化較大，一般為235,也有高達50以上的。噴出巖的孔隙度比侵入巖大。彈性波傳播速度：酸性巖石的造巖礦物如正長石、石英等，vP一般為5.7

5、06.25公里秒；其暗色礦物如黑云母中的波速較低。基性巖石的造巖礦物如角閃石、輝石，vP大于7.0公里/秒。超基性巖中的造巖礦物例如橄欖石，vP達8.0公里/秒以上。電阻率：10-1106歐姆·米（地球物理學(xué)基礎(chǔ)P168）熱導(dǎo)率：變質(zhì)巖的熱導(dǎo)率一般在2.0瓦米·度以上，石英巖高達7.6瓦米·度。巖漿巖和變質(zhì)巖的熱導(dǎo)率相對于沉積巖來說變化范圍不大，數(shù)值較高。放射性：。巖石的放射性元素含量以巖漿巖和變質(zhì)巖為最高，沉積巖次之。巖漿巖中，按超基性、基性、中性、酸性的順序，放射性元素含量逐漸增加。6、 結(jié)合實例說明地球的某種物理演變，分析這種演變可能造成的結(jié)果及對人類生存、

6、人類社會發(fā)展的影響地球的物理演變包括物質(zhì)垂向和水平方向的運移，溫度場的變化等。實例:四季的變換就有溫度場的變化，這種變化既可以給人帶來福，也可能給人帶來禍。春種秋收，人們得以繁衍生息；極端的高溫或低溫，可能危及生命。7、結(jié)合實例談對地球進行“透視”的手段和條件？地震勘探：莫霍面的發(fā)現(xiàn)是莫霍洛維奇對1909年南斯拉夫大地震地震波測量數(shù)據(jù)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處理了大量地震測量數(shù)據(jù)后確定的，由此確定了地球內(nèi)部的分層結(jié)構(gòu)；重力勘探：對喜馬拉雅山脈重力測量得到重力異常梯級帶支持了喜馬拉雅山脈是板塊碰撞結(jié)果的學(xué)說，重力變化情況幫助成功預(yù)報了1975年海城地震；磁法勘探:

7、1870年泰朗和鐵貝爾制成了找磁鐵礦的萬能磁力儀，揭開了磁法勘探的序幕，對大洋洋脊兩側(cè)巖石磁條帶的測量確定了板塊運動的速度，電法勘探:同濟大學(xué)使用地質(zhì)雷達在工地尋找地下線纜，地?zé)峥碧剑汉５椎責(zé)峥碧綆椭_定海底火山、擴張帶和海底“黑煙囪”的位置，輻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，以確定地下不同深度的反射狀態(tài)。8、 地球內(nèi)部縱向上可分成那幾個圈層？依據(jù)是什么？四個圈層：地殼、地幔、外核、內(nèi)核。依據(jù)是地震波在地球內(nèi)部的傳播速度，及橫波是否能穿過。9、 地殼與地幔，巖石圈與軟流圈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、.8-8.5km2、在電性結(jié)構(gòu)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0.2-500·m;(2)第二電性層為堅硬的巖石圈，在電性上表現(xiàn)為高電阻率，可達1000·m以上；（3）第三電性層為軟流圈，表現(xiàn)為良導(dǎo)電性，電阻率大致幾或幾十歐姆·米。10、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(yīng)該考慮到界限在地球內(nèi)部的分布。 （可任選一種地物方法）地震、地磁、重力異常等，依據(jù)相鄰板塊的地球物理性質(zhì)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(guī)律 2、

9、導(dǎo)電性質(zhì)突變的面 3、重力異常的梯度帶11、大陸邊緣有幾種類型？它們的地球物理場特征有何異同？1、穩(wěn)定大陸邊緣：大西洋型大陸邊緣穩(wěn)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(gòu)造上很穩(wěn)定的地區(qū)。當今大西洋兩側(cè)最典型，故又將穩(wěn)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、大陸坡與島弧、海溝組成。這里是火山和地震的強烈活動帶。當今環(huán)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(wěn)定、活動大陸邊緣對比：大西洋型 洋殼與陸殼之間未發(fā)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

10、邊緣 無火山島弧、地 震太平洋型 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、地震第二部分 地震學(xué)和地震探測技術(shù)震源：地球內(nèi)部發(fā)生地震而破裂的地方，理論上可將該區(qū)域抽象為點。震源深度：震源到地面的垂直距離。震中：震源在地面上的垂直投影點。震中距離：在地面上，從震中到觀測點的距離。近震：震中距小于1000km的地震。遠震：震中距大于1000km的地震。貝尼奧夫帶：沿太平洋邊緣存在的地震帶?？v波：質(zhì)點振動方向和傳播方向同軸的波。橫波：質(zhì)點振動方向和傳播方向垂直，且只在彈性固體中傳播的波。面波：通常把這類能量集中在界面附近，并沿界面?zhèn)鞑サ牡卣鸩ǚQ為地震

11、面波。地震波：發(fā)生于震源并在地球介質(zhì)中傳播的彈性波。地震射線：地震波波陣面的法線方向的連線。莫霍面：地殼同地幔間的分界面。Snell定律：=，i1為入射角，i2為折射角，v為對應(yīng)地層的波度波阻抗：密度和波速的乘積成為波阻抗。反射波：地震波在傳播中遇到彈性不同的地質(zhì)體分界面時,有一部分能量遵循光學(xué)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(nèi),入射線和反射線居法線兩側(cè),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波速的彈性分界面，且入射角達到臨界角時，投射波將沿分界面滑行，又引起界面上部地質(zhì)層質(zhì)點振動并傳回地面，這種波稱為折射波。它與

12、光學(xué)中的折射波不同，其射線是以臨界角從界面發(fā)出的，在臨界點處。折射波探測的盲區(qū)：若O點為震源，在地面M點開始才能觀察到折射波，稱M點為折射波始點，自震源O點到M點的范圍內(nèi)不存在折射波，這個范圍叫做折射波盲區(qū)。首波：首波是波在界面上的入射角達到全反射時產(chǎn)生的地震波，它是近震的主要體波震相之一?；胁ǎ菏撞ㄒ卜Q滑行波。直達波：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。地震波傳播的真速度：波沿射線傳播的速度。視速度：波沿地表傳播的速度。走時方程（時距曲線）：表示從震源觸發(fā)，傳播到測線上各觀測點的旅行時間t，同觀測點相對于激發(fā)點的水平距離x間的關(guān)系。T0時間：自激自收，t0=2h/v。共反

13、射點（CRP）：界面上任一點A，它在地面的投影為M，以M點為中心分別在地面O1、O2、O3On點激發(fā)，在對應(yīng)的G1、G2、G3Gn 點接收來自界面上同一A點的反射波，A點稱為共反射點。共深度點（CDP）: 地震資料采集中，當反射界面水平時，在測線上不同的共炮點道集中，總能找到不同的道，它們都來自地下界面上的某個共同點，該點稱為共深度點。動校正：在水平面界面的情況下，從觀測到的反射波旅行時中減去正常時差t，得到x/2 處的時間，這一過程叫做正常時差校正或稱為動校正；靜校正：又稱地形起伏校正。為了消除地面起伏產(chǎn)生的影響，對原始地震數(shù)據(jù)進行地形校正，激發(fā)深度校正，低速帶校正等這些校正，這些校正對同一

14、觀測點的不同地震界面都是不變的，因此統(tǒng)稱靜校正。層速度：地震波穿過層狀介質(zhì)的某一層時的速度就叫做這一層的層速度。平均速度：一組水平層狀介質(zhì)中某一界面以上介質(zhì)的平均速度就是地震波垂直穿過該界面以上各層的總厚度與總的傳播時間之比。n層水平層狀介質(zhì)的平均速度是：疊加速度：疊加速度是指對道集內(nèi)某個反射波同相軸用不同的速度進行動校正并分析校正后的疊加效果，其中疊加效果最好的那個速度就是該反射波的疊加速度。同相軸：在地震記錄上相同相位(指波峰或波谷)的連線叫做同相軸。速度譜：表示地震波疊加后形成能量最高是不同地震波波速與T0時刻對應(yīng)關(guān)系圖即為速度譜。水平疊加剖面：將自同一共反射點的一系列反射波進行動校正后

15、疊加。偏移處理：地震波反射為法線反射，而一般將接收到的地震波看為自激自收的垂直地表的反射波。當?shù)叵聦用鏋閮A斜界面時，將接受到的地震反射波校正恢復(fù)到其真實傾斜界面稱為偏移處理。1、如何對天然地震分類，可分成那幾類？一、按成因分類、按震源深度分類、按地震震級（強度）分類、按震中距分類。二、A、按成因分類（1）構(gòu)造地震。地下巖層錯動破裂造成的地震。有感范圍達數(shù)千、數(shù)萬平方公里甚至更大，構(gòu)造地震約占全球地震90%以上；（2）火山地震?；鹕阶饔?，如噴發(fā)、氣體爆炸引發(fā)的地震，常發(fā)生在火山噴發(fā)之前，火山地震占約全球地震的7%；（3）陷落地震。地層陷落，如喀斯特地形、礦坑下塌、人類工程活動如大型水庫與水壩、油

16、氣田開采、鉆孔注水等引發(fā)的地震，陷落地震約占全球地震的3%B、按震源深度分類（1）淺源地震。震源深度小于6070km。大多數(shù)地震為淺源地震。釋放大能量的淺源地震（M>6.5或M> 7）的發(fā)生頻度是中源地震發(fā)生頻度的3.5倍，是深源地震發(fā)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(tǒng)稱深震。C、按地震震級（強度）分類（1）弱震：M<3;（2）有感地震：3< M<4.5；（3）中強震： 4.5< M<6；（3）

17、強震：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；2、天然地震帶在全球和我國的分布特點？一、天然地震帶在全球的分布特征 大多數(shù)地震都發(fā)生在一定的地區(qū)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的震源帶上。環(huán)太平洋帶是地球主要的地震活動帶。全球約80的淺震都發(fā)生在這一帶內(nèi)，其中包括大多數(shù)災(zāi)難性地震、

18、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(qū)(亞平寧半島的南端)和克里特島表現(xiàn)得最清楚。這些帶屬于向南突出的島弧，在弧后區(qū)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，地震活動散布在更大的范圍內(nèi)，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(qū)處于此地震帶內(nèi)。（三）、其

19、他地震區(qū)帶 除了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，基本上都在地殼范圍內(nèi)。 再如，貝加爾湖(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。二、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(qū)。(2)南北地震帶：由滇南的元江往北經(jīng)過西昌、松潘、海源、銀川直到內(nèi)蒙古 嶝口。此帶發(fā)震特點為南、北兩端輪發(fā)中強地震，揭示了這一帶地下構(gòu)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(qū)

20、。(4)華南地震帶：主要指東南沿海及海南島北部等地區(qū)。(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(qū)屬于環(huán)太平洋地震帶，地震出現(xiàn)頻繁且強度大。3、板塊邊界有幾種類型，天然地震帶與板塊邊界有何聯(lián)系？（1）發(fā)散型板塊邊界：巖石圈在洋中脊處不斷新生，兩側(cè)的巖石圈向相背離的方向運動，因此稱洋中脊為發(fā)散型板塊邊界。（2）匯聚型板塊邊界：在海溝處一側(cè)的洋殼俯沖于另一側(cè)的陸殼之下，兩側(cè)板塊為相向運動，因此稱海溝帶為匯聚型板塊邊界。（3）轉(zhuǎn)換型板塊邊界：此種板塊邊界沿轉(zhuǎn)換斷層分布，其兩側(cè)的板塊相對平移運動，既無新板塊形成，也無老板塊消減，稱之為轉(zhuǎn)換型板塊邊界。全球地

21、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(qū)（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(zhuǎn)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(zhuǎn)換斷層發(fā)生的淺震。3、大陸內(nèi)部的地震（板內(nèi)地震）。4、在地下為兩層介質(zhì)情形下，近震區(qū)臺站可觀測到哪些地震波?出現(xiàn)的近震震相有直達波P，S；首波P*，S*，Pn，Sn；反射波P11，S11及面波等。5、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。

22、稱t-曲線為走時曲線，其形狀是雙曲線。反射波：首波：首波是波在界面上的入射角達到全反射時產(chǎn)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。6、影響地震波在巖石地層中傳播的因素有哪些？巖石彈性常數(shù)、巖性、 密度、構(gòu)造歷史和地質(zhì)年代、埋藏深度、孔隙率和含水性、頻率和溫度 7、常見的砂泥巖、灰?guī)r、花崗巖和變質(zhì)巖的縱波速度。砂砂巖1400-4500m/s，泥灰?guī)r2000-3500 m/s，石灰?guī)r2500-6100 m/s，花崗巖4500-6500 m/s，變質(zhì)巖：3500-6500 m/s。8、真速度與視速度之間的聯(lián)系?(為真速度,為視速度,為地震波入射角），視速度大

23、于真速度。9、地球內(nèi)部有那些圈層和重要界面，各有哪些特點?1、康拉德面：位于地殼內(nèi)部?？v波速度在此由6km/s突變?yōu)?.6km/s，上層為花崗巖層，下層為玄武巖層。但不具有全球性。2、莫霍面：地殼與上地幔的界面，平均為地下數(shù)公3040km的深度，洋殼較薄，陸殼較厚?？v波到達這一界面后速度由67km/s突升為8.1km/s。3、古登堡面：高密度的固體下地幔與液態(tài)外核間的界面。位于地下2900km深度，橫波至此消失，縱波通過后速度由原先的13.64km/s突然減慢為8.19km/s。同時縱波在該界面有明顯的反射和折射，造成地表的陰影帶。4、內(nèi)、外核界面：位于大約5120km深。此界面以下速度由8k

24、m/s增加到11km/s。并出現(xiàn)由縱波派生而來的橫波，將地核分為液態(tài)外核和固態(tài)內(nèi)核。10、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(jié)構(gòu)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0.2-500·m;(2)第二電性層為堅硬的巖石圈，在電性上表現(xiàn)為高電阻率，可達1000·m以上；（3）第三電性層為軟流圈，表現(xiàn)為良導(dǎo)電性，電阻率大致幾或幾十歐姆·米。3）在密度方面，地幔密度(3.3-5.5g/cm3)比地殼密度（2

25、.7g/cm3）大。4）在溫度方面，地幔密度比地殼溫度高。（軟流層溫度較高，是巖漿的發(fā)源地）5）地幔中的軟流圈以塑性為主，地殼基本都為固態(tài)。11、簡述地震探測原理。地震探測技術(shù)，通過人工激發(fā)的彈性波在地下介質(zhì)（地殼）中的傳播，探測地下（地殼）地質(zhì)結(jié)構(gòu)。12、人工反射地震的應(yīng)用條件？地下介質(zhì)應(yīng)有波速或波阻抗差異，地表要具有開展人工地震探測的條件，如干擾情況應(yīng)盡可能較小，近地表速度結(jié)構(gòu)復(fù)雜程度較低，地表起伏情況較小（否則重力等因素會引起誤差）等。13、與天然地震相比較，人工地震探測有何特點？1、震源深度、地震強度和規(guī)模：天然地震的規(guī)模常大于人工地震，震源深度遠遠高位于地表激發(fā)的人工地震2、主動和被

26、動：天然地震尚不可預(yù)測，人們建立常年的地震臺站等待天然地震的發(fā)生，獲取觀測數(shù)據(jù)；人工地震為人所控制，在人工地震前布好了觀測系統(tǒng)。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，板塊位移具有雙向性，震源運動不唯一；人工地震由一點激發(fā)，震動唯一。 水平疊加，多層覆蓋14、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(zhì)中的傳播速度 1、古登堡方法（拐點法）求得某地震源深度h，在其相應(yīng)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(guān)系，即走時曲線上每點的斜率已知。射線方程，其中為參數(shù)P的射線最低點至地心的距離。由可求。第三部分 地電學(xué)和電法探測技術(shù)自

27、然電場：天然的地方性的穩(wěn)定電場。大地電場：各種天然的全球性或區(qū)域性的變化電場。電性參數(shù)：電阻率、介電常數(shù)、磁導(dǎo)率、極化特性。電導(dǎo)率：電阻率的導(dǎo)數(shù)。視電阻率：在自然條件下，介質(zhì)大多是各向異性、不均勻的，測得的結(jié)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反映，稱為視電阻率，用Ps表示。電測深法：對某一測點，每改變一次供電極距就可測出一個值，從近而遠，使電流向地下滲透加深，以此可測得視電阻率隨電流穿透深度的關(guān)系曲線。電剖面法：保持電極間距不變，沿一定測線逐點推移進行視電阻率Ps的測量，所得的視電阻率曲線反映了地層電性沿水平方向的變化。電流密度：j=E歐姆定律微分形式：²

28、;U=0電流場中的流管：電流場中作一微小閉合曲線，通過其上各點的電流線圍成的細管。1、 地表不同巖石的大致電阻率大小，影響巖石電阻率的因素有哪些？如何獲取巖石電阻率參數(shù)？其單位是什么？a) 火成巖與變質(zhì)巖的電阻率值較高，通常在102105·m范圍內(nèi)變化； b) 沉積巖電阻率值一般較低，如粘土電阻率約為100101·m；砂巖的電阻率約為102103·m，而灰?guī)r電阻率則較高些。 影響巖石電阻率的因素：礦物成分、含量及結(jié)構(gòu)；巖石的孔隙度、濕度；水溶液礦化度溫度的影響如何獲取電阻率參數(shù)：在AB兩點供電、任意M/N點測量其間的電位差，來反算地下介質(zhì)的電阻率電阻率單位：m2、

29、 闡述高密度電法的工作原理和工作過程高密度電法的基本工作原理與常規(guī)電阻率法大體相同。它是以巖土體的電性差異為基礎(chǔ)的一種電探方法,根據(jù)在施加電場作用下地中傳導(dǎo)電流的分布規(guī)律,推斷地下具有不同電阻率的地質(zhì)體的賦存情況。高密度電阻率法的物理前提是地下介質(zhì)間的導(dǎo)電性差異。和常規(guī)電阻率法一樣,它通過A、B電極向地下供電流I,然后在M、N極間測量電位差V,從而可求得該點(M、N之間)的視電阻率值s=KV/I。根據(jù)實測的視電阻率剖面,進行計算、分析,便可獲得地下地層中的電阻率分布情況,從而可以劃分地層,判定異常等。3、 比較電測深法，電剖面法，測深剖面法各方法的異同電測深法：常用裝置有三極電測深、偶極電測深

30、、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(guān)系曲線。在雙對數(shù)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<20°時，可定量求出各電性層的厚度及電阻率，了解某些標準層的埋藏深度及起伏情況。電剖面法：保持電極間距和測量電極距保持不變，沿一定測線逐點推移進行視電阻率ps的測量，所得的視電阻率曲線反映了地層電性沿水平方向的變化。電剖面法按照不同的電極排列方式，可分為二極電剖面

31、法、三極電剖面法、聯(lián)合電剖面法、對稱四極剖面法、偶極剖面法和中間梯度剖面法等多種類型。測深-剖面法：進行測深剖面法最常用的裝置是偶極-偶極和單極-偶極。此法既可探測橫向也可探測垂向電阻率變化，常用的顯示觀測數(shù)據(jù)的方法，通稱擬斷面圖。4、 簡述電法探測原理，應(yīng)用條件電法探測原理:電法探測是研究地層電學(xué)性質(zhì)及電場、電磁場變化規(guī)律的學(xué)科，它是根據(jù)所研究地質(zhì)對象的電性（在本章中主要表現(xiàn)為視電阻率s）差異，通過儀器測量其電場的大小，進而研究電場的分布規(guī)律，可以不依靠對巖石露頭的肉眼鑒別，透過覆蓋層了解地下深處地質(zhì)體的狀況，從而獲得地質(zhì)結(jié)論。應(yīng)用條件:電測深法的應(yīng)用條件為地層基本水平（地層傾角小于20度）

32、，各巖層間有較明顯的電阻率差異，地形起伏不大。其他幾種方法能適應(yīng)各種情況。5、 水平電測深曲線的類型（兩層和三層）。二層曲線: 有2種類型： G型曲線，當r 2>r 1 時 D型曲線，當r 2<r 1 時 三層曲線：有4種類型： H型：K型：A型：Q型：6、 如何分析高密度電法剖面或認識地下的電性特征？7、 比較高密度電法3種不同觀測方式對目的物的探測能力？8、 結(jié)合實例說明在國民經(jīng)濟建設(shè)（資源勘探，城市安全）中的應(yīng)用。在資源勘探方面，可以根據(jù)不同巖石電阻率的不同，在巖性差異較大的地層中，勘探出所需要的礦產(chǎn)。另外，在含水層厚度較厚，面積較大，埋深不很深，并且和圍巖電阻率之間有較大差

33、異的條件下，可以確定地下水源的位置。在城市安全方面，通過電阻率的差異來了解地下結(jié)構(gòu)，探明隱伏斷層的分布位置及產(chǎn)狀，并對斷層所在區(qū)域進行場地工程評價和地震災(zāi)害危險性評價，以提升城市安全第四部分 重力學(xué)和重力探測技術(shù)力場：一種矢量場，其中與每一個點相關(guān)的矢量均可用一個力來量度。位函數(shù)：若標量函數(shù)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(shù)為該矢量場的位函數(shù)。重力：在地面附近，物體所受到的引力和慣性離心力的合力。地球的重力場：地球上存在重力作用效應(yīng)的空間。重力場強度：單位質(zhì)量的質(zhì)點在重力場中某點所受到的重力大小，被定義為該點的地球重力場的場強大小。重力場與重力加速度的關(guān)系：重力場強度與重力加

34、速度應(yīng)該是一致的，由此可知，重力加速度在數(shù)值上(包括方向)等于單位質(zhì)量物體所受的重力。正常重力場：正常場地球模型在其表面和外部空間產(chǎn)生的重力場稱為地球的正常重力場。重力等位面：地球的重力位相同的點在空間構(gòu)成的曲面。水準面：即重力等位面，它處處與鉛垂線垂直。大地水準面：一個閉合曲面，它處處與鉛垂線垂直，也與海面非常接近，是靜止的海面及其延伸所構(gòu)成的一個重力等位面。地球參考橢球體：大地水準面總體上接近一個旋轉(zhuǎn)橢球面，選取適當參數(shù)的橢球作為真實地球的模型稱為參考橢球，橢球面近似于大地水準面。大地高：地面上任意一點沿過此點的地球橢球面的法線到地球橢球面的距離。正高：地面上任意一點沿鉛垂線到大地水準面的

35、距離。重力異常：在重力學(xué)中，對某一測點的觀測重力值與該測點處對應(yīng)地球橢球面上的正常重力值的差值。自由空間校正：也稱高度校正，它是將處于一定高度的重力觀測值規(guī)范到大地水準面。布格校正：觀測點的布格校正包括局部地形校正和中間地形校正。自由空間重力異常：由于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(zhì)量以及測點所在水準面與基準面之間的中間層質(zhì)量的影響，相應(yīng)校正后的異常值稱為自由空間重力異常。布格重力異常：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力異常。地殼均衡：在地殼莫霍面以下，山脈下的莫霍面深，海洋下的莫霍面淺，可推測，在地球表層存在著與地形有關(guān)的

36、補償質(zhì)量，這就是均衡的概念。均衡校正：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(zhì)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(zhì)在測點處的影響，稱之為均衡校正值。均衡重力異常：在完全均衡的條件下，均衡異常接近于零，反之會因補償不足或補償過剩而出現(xiàn)正的或負的均衡異常。均衡異常是由地球內(nèi)部密度異常分布和地殼不均衡聯(lián)合引起的。布格異常進行均衡校正就得到均衡重力異常。Airy均衡模式：山根浮在地殼上部，地殼在巖漿中漂浮，山脈越高，陷入巖漿中的山根越深，海洋地區(qū)也有反山根，山根與反山根在地球表層產(chǎn)生的質(zhì)量不足與過剩形成補償質(zhì)量與地形補償質(zhì)量。根據(jù)阿基米德原理，山越高

37、，增加的質(zhì)量越多，陷入巖漿越深，形成山根，而海越深，虧損的質(zhì)量越多，巖漿向上凸出也越高，形成反山根。1、 地球正常重力場在空間的變化特點？重力場隨時間變化的尺度從幾小時到上百萬年不等，存在長期變化、十年尺度的變化、季節(jié)性變化、年際尺度的變化和不規(guī)則變化等。2、 地球重力場隨時間產(chǎn)生變化的原因？地球重力場反映地球的物質(zhì)分布與運動，地球內(nèi)部或地表的任何質(zhì)量改變均可引起重力場的改變。主要原因有：1）大氣質(zhì)量和大氣壓變化；2）陸地水文變化，包括陸地水儲量變化、冰雪覆蓋及其他；3）海平面變化；4）固體地球、海洋和大氣潮；5）冰后期反彈；6）板塊運動和地震；7）冰蓋質(zhì)量變化；8）大型水庫及其他。3、 分析

38、引起重力異常的因素？重力異常通常使用的單位。真實地球與正常場地球模型的密度分布不同在該點產(chǎn)生的重力場的差值稱為地球在該點產(chǎn)生的重力異常場重力異常：大地水準面上的重力值與相應(yīng)點在地球橢球面上的正常重力值之差?；虻厍蜃匀槐砻嫔系闹亓τ^測值與相應(yīng)點在近似地形面上的正常重力值之差。 單位：毫伽（mGal）4、 有人說海平面不平，你是如何來看這一問題？為什么說海平面不平：n 洋盆容積變化：大陸的分離和聚合；海底擴張速度的變化；n 海水體積的變化：冰川的形成和溶化（冰期和間冰期）；n 海、氣的變化：海水的膨脹；河流淡水的注入；氣壓的變化。5、 有一5度斜坡，若重物（如4輪車）會自動往坡上移動，有人認為是地

39、下物質(zhì)密度不同引起重力差異所致，你認為可能嗎？請分析說明之。不可能。6、 闡述地殼均衡的概念與模式？分析板塊不同部位地殼的均衡或不均衡現(xiàn)象，從物理角度分析不同均衡模式的異同和特色。地殼均衡是描述地殼狀態(tài)和運動的一種理論。它闡明地殼的各個地塊趨向于靜力平衡的原理，即在大地水準面以下某一深度處常有相等的壓力，大地水準面之上山脈（或海洋）的質(zhì)量過剩（或不足）由大地水準面之下的質(zhì)量不足（或過剩）來補償，大地的升降會引起大地水準面的變化，也就相應(yīng)引起地殼的均衡。普拉特-海福德地殼均衡模型認為大地水準面以下某一深度處存在一個等壓面，又稱均衡補償面。從大地水準面到該面的距離稱為補償深度D（圖1）,此深度幾乎

40、處處相等。地球表面之所以出現(xiàn)高山、平原和海洋，是由于地殼冷凝時不均勻收縮所致。從地面到均衡補償面之間每一個等截面的柱體的質(zhì)量相等，也就是高度乘地殼密度為常數(shù)。 艾里海伊斯卡寧Airy-Heiskanen 地殼均衡模型把地殼視為較輕的均質(zhì)巖石柱體（名為硅鋁層），它漂浮在較重的均質(zhì)巖漿（名為硅鎂層）上，處于平衡狀態(tài)（圖2）。根據(jù)阿基米德原理可知，山愈高則陷入巖漿愈深形成山根，海愈深則巖漿向上凸出也愈高，形成反山根。這樣，較輕的山根補償山體的質(zhì)量過剩，較重的反山根補償海水的質(zhì)量不足。因此均衡補償面通過山根的底部。 溫寧·曼乃茲Vening Meinsz地殼均衡模型假設(shè)地殼本身是具有一定強度

41、的彈性板，高低不等的地形質(zhì)量是加在此彈性板上的負荷，它將彈性板壓彎而不破裂，使其陷入巖漿內(nèi),一直達到流體靜平衡為止（圖3）。彈性板的彎曲量和負荷的重量成正比。由于壓后的地殼排開了周圍的巖漿，因而產(chǎn)生了均衡補償。 這是對艾里-海伊斯卡寧地殼均衡模型的修正,兩者不同之處在于艾里海伊斯卡寧地殼均衡模型是把地殼處理成互不聯(lián)系的孤立柱體，因此是局部性補償，而在溫寧·邁內(nèi)茲地殼均衡模型中，由于地殼的彈性彎曲，不可能把地殼分為彼此沒有凝聚作用的孤立柱體，因此這是區(qū)域性補償。 普拉特和艾里地殼均衡模型的共同之處：在地球的表層有于地形質(zhì)量相等的補償質(zhì)量，在地球表層的某一深度上，盡管地形的存在，由于補償

42、質(zhì)量的抵消作用，地球介質(zhì)所受的流體靜壓力處處相等。艾里和溫寧·曼乃茲模型假說的基本特點都是山根陷入巖漿中，不同的是溫寧·曼乃茲引入了大區(qū)域的補償概念，以彈性理論為基礎(chǔ)，克服了地殼劃分為許多獨立柱體的困難，從理論上更為合理，但計算更為復(fù)雜，所以實際工作中很少采用溫寧·曼乃茲模型7、 為了通過重力觀測實現(xiàn)對地下的探測，研究區(qū)必須具備哪些條件，對觀測數(shù)據(jù)要做哪些處理。研究區(qū)的條件：（1）研究區(qū)具有一定的規(guī)模；（2）研究區(qū)地表較平坦 觀測數(shù)據(jù)的處理：實驗數(shù)據(jù)要經(jīng)過零點校正日變校正布格校正緯度校正地形校正等一系列的整理計算后，便得到了各個觀測點的布格異常值，然后采用圖片的形

43、式表示出重力異常的分布情況8、 地表幾大巖石類型巖石密度的大致大小，影響巖石密度的因素有哪些？如何獲取巖石密度？(1). 一般來講：火成（巖漿）巖密度變質(zhì)巖密度沉積巖密度(2). 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(guān)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?guī)r等碳酸鹽巖密度較高，一般在2.69-2.7g/cm3之間變化較小。 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含孔隙巖石的密度可由下式計算：式中 孔隙度系數(shù) 礦物密度 孔隙中充填的流體密度3埋深和壓力變質(zhì)巖與巖漿巖：變質(zhì)巖密度一般較高，但變化也較大，一般在2.

44、70g/cm3左右。巖漿巖與變質(zhì)巖影響因素：巖漿巖與變質(zhì)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(zhì)巖的密度取決于它的礦物成分和原始巖石變質(zhì)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。(3). 一般利用重力探測來獲取巖石密度。9、 在均衡地區(qū)，當水深為4千米時，地殼厚度（不含水層）有多厚？假如均衡面為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

45、厚度為30Km-4Km-t=15.0667Km.10、 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面重力場強度相差11、 30×=-9.24mGal12、 我國布格重力異常分布特征與地質(zhì)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(qū)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(guī)模的相對的區(qū)域正異常和負異常。其中正異常區(qū)與地理、地形地貌上的

46、盆地相對應(yīng)負異常區(qū)多與山系對應(yīng)地質(zhì)意義：縱貫全國區(qū)域性的重力梯級帶，反映出地殼深部的深大斷裂，從板塊構(gòu)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(qū)域重力梯級帶有密切的關(guān)系。而區(qū)域重力梯級帶交匯處則是深部地殼構(gòu)造最復(fù)雜，受破壞最嚴重，也是地殼活動最強烈的地方?？傊?，根據(jù)重力異常梯級帶的分布和變化規(guī)律，可以研究地震區(qū)的趨勢及可能的分布地帶。13、 講述重力探測原理，它的應(yīng)用條件，并舉一具體應(yīng)用案例。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(chǎn)生異常的原因，從而得到地質(zhì)上的解釋，就是重力探

47、測。應(yīng)用條件：只有當被探測的地質(zhì)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(qū)分開時，才能有效地解決這些問題。進行勘探應(yīng)具備的前提條件為：(1) 重力異常的產(chǎn)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，即要有足夠大的剩余質(zhì)量(密度差與體積之積)。(2) 僅僅有密度差也不一定能產(chǎn)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(zhì)構(gòu)造問題時，要求上部巖層與下部巖層有足夠大的密度差，且?guī)r層有明顯的傾角，或斷層有較大的

48、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。14、 分析重力異常的物理本質(zhì)？重力異常的物理本質(zhì)就是地球內(nèi)部剩余質(zhì)量產(chǎn)生的引力在鉛垂方向上的投影。15、 分析自由空間重力異常，布格重力異常，均衡重力異常的物理本質(zhì)?自由空氣異常只考慮測點高度的影響，沒有改變地球總質(zhì)量，它包括全球地形質(zhì)量以及對應(yīng)的補償質(zhì)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(zhì)量分布與參考橢球體的偏差。

49、 布格重力異常反映了地球內(nèi)部異常質(zhì)量對重力測量結(jié)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(gòu)造以及金屬礦等密度不均勻體引起。布格異常是該剩余質(zhì)量體對測點產(chǎn)生引力在鉛垂方向上的投影。布格異常包含了殼內(nèi)各種偏離正常密度分布的礦體、構(gòu)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(zhì)量的巨大虧損(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(zhì)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(zhì)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均衡重力異常。 在完全均衡的條件下，均衡異常接近于零，反之會因補償

50、不足或補償過剩而出現(xiàn)正的或負的均衡異常。均衡異常是由地球內(nèi)部密度異常分布和地殼不均衡聯(lián)合引起的。16、 結(jié)合地下異常質(zhì)量體質(zhì)量的虧損或剩余分析地殼物質(zhì)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(guī)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(nèi)部的密度分布有關(guān)的不規(guī)則曲面其方程是W(r)=W0，w0為水準面的重力位，所以，當內(nèi)部密度分布不均勻時，會產(chǎn)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。第五部分 地磁學(xué)和磁法探測技術(shù)磁力：磁場對方入其中的磁體和電流的作用力

51、。磁場：磁體間相互作用的媒介。磁力線：即磁感線，表示磁場中某點的磁場方向。磁偶極子場：由磁偶極子所產(chǎn)生的磁場。地磁場：在地球周圍空間存在著磁力的作用，表明磁場的存在，這個磁場稱為地磁場。地磁要素： X，北向分量 Y，東向分量 Z，垂直分量H， 水平分量D， 磁偏角I， 磁傾角T，地磁場地磁脈動：一種短周期的地磁干擾，形態(tài)、周期、振幅各異磁暴：起源于太陽活動區(qū)噴射出的高速等離子體流，地磁場干擾變化的一種。太陽靜日變化：以太陽日（24h）為周期的日變化，白天變化強，夜間變化弱，夏季變化幅度比冬季大。居里溫度：物質(zhì)被加熱后，宏觀磁性消失的溫度。居里面：地球內(nèi)部埋深約20km的等溫面，該處的溫度使物質(zhì)

52、失去磁性。磁化強度：描述磁介質(zhì)磁化狀態(tài)的物理量。海洋磁異常條帶：玄武質(zhì)洋殼在洋中脊產(chǎn)生并隨著擴展作用持續(xù)從大西洋中脊的條帶狀磁異常軸向兩側(cè)推移。感應(yīng)磁化：磁化物質(zhì)脫離磁場時磁性消失的磁化。磁化率：表示巖礦石被地磁場磁化難易程度的物理量，用k表示。熱剩余磁性：鐵磁質(zhì)加熱到居里點以上，然后在外磁場中冷卻至室溫，可獲得很強的剩磁，這種現(xiàn)象叫熱剩余磁性。沉積剩余磁性：沉積巖中由母巖風(fēng)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?；瘜W(xué)剩余磁性：在一定外磁場中，某些鐵磁性物質(zhì)在其居里點以下的溫度，經(jīng)過化學(xué)過程或相變過程獲得的剩磁。日變改正：以上午磁力儀在基點讀數(shù)（早基讀數(shù)）時

53、刻日變值為零值，通過該點作平行于橫坐標的直線為改正的零值線，然后即可按野外觀測點工作時間逐點從日變曲線上查得相應(yīng)的改正值。緯度改正：以總基點為準，量取各測點相對應(yīng)于總基點沿磁南北方向的距離，乘上緯度改正系數(shù)，就得到緯度改正值。零點改正：儀器的零點漂移一般可看做呈線性變化，即漂移格數(shù)和使用時間成正比。零點改正值可以從儀器的零點漂移曲線上查得，而零點漂移曲線是由基點控制得來的，即兩次到基點去重復(fù)讀數(shù)之差，經(jīng)過日變改正和溫度改正后，得到最大零點漂移，然后以時間為橫軸繪出一條線性變化曲線，按時間比例將這個最大漂移值分配到該時間段內(nèi)所測的各個測點上，作為各個測點的零點改正值。磁異常：磁測結(jié)果所得的磁異常

54、是地表下一些磁性體引起的。不同的磁性地質(zhì)體引起不同特征的磁異常，磁異常的特征除取決于磁性體大小、形狀、空間位置和產(chǎn)狀外，還取決于磁性體的磁化強度大小和方向。1、 地球磁力場隨空間和隨時間的變化特點？空間 地磁場水平強度從北磁極到南磁極由零增至最大，然后又減為零，最大值在赤道附近（最大值在不同的子午線是有差別的）。垂直強度大致按緯度排列，在赤道附近數(shù)值為零，在南北兩磁極處最大時間 自現(xiàn)今到0.69百萬年稱為第一(正)磁期，又稱布容（Brunches）磁期； 0.692.43百萬年稱為第二(反)磁期又稱松山(Matuyamas)磁期； 2.433.32百萬年稱為第三磁期，又稱高斯(Gauss)磁期

55、； 3.325.10百萬年稱為第四(反)磁期，又稱吉伯特(Gilbert)磁期； 5.10百萬年以前稱為第五磁期。2、 對比分析地球重力場和磁力場的異同？地球重力場：重力場中質(zhì)點（單極子）受到的重力是由引力與地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生的慣性離心力共同作用的結(jié)果 質(zhì)點受引力會相互吸引 受日月引力的作用，固體地球會發(fā)生周期性形變，稱為固體潮。地球磁力場：磁力場由磁偶極子產(chǎn)生，分為NS兩個極性，同性相斥，異性相吸3、 磁偶極子產(chǎn)生的磁場（磁力線或地磁要素）的分布特征。就地球而言，這個磁偶極子強度有多大？4、 分析地磁場的構(gòu)成；地磁場的構(gòu)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(wěn)定性來區(qū)分，地磁場可分為

56、兩大部分，即主要來源于地球內(nèi)部的穩(wěn)定場和主要來源于地球外部的變化磁場。5、 地表三大巖類巖石磁性大小的分布特征？影響巖石礦物磁性的因素有哪些？火成巖磁性較強，變質(zhì)巖次之，沉積巖磁性最弱。巖石中磁性礦物越多，巖石磁化率越大，但是，二者并非成正比關(guān)系，巖石磁性強弱還受礦物顆粒大小及其分布狀態(tài)、巖石所受溫度、壓力和化學(xué)作用等許多因素的影響。6、 闡述磁法探測原理，應(yīng)用條件，舉例說明在國家安全或建設(shè)中的應(yīng)用。 磁法探測原理：任何物質(zhì)均有磁性，由于地磁場強度在地表各處都是定值，因此巖石磁性研究的主要內(nèi)容是巖石磁化率和剩余磁化強度。（課本P125） 應(yīng)用條件：資料完整、可靠和便于解釋的甚礎(chǔ)上。（PPT地磁學(xué)090518 P105） 主要應(yīng)用具體說來有以下幾個方面: 在區(qū)域和深部地質(zhì)地球物理調(diào)查中的應(yīng)用。l 區(qū)域地質(zhì)調(diào)查包括：a.1:100萬的區(qū)域地質(zhì)調(diào)查,主要任務(wù)是研究大地構(gòu)造進行大地構(gòu)造分區(qū)；研究與地殼密切相關(guān)的巨大斷裂；獲取區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)的初步資料