同济大学级地球物理学概论期末复习题教材Word文档格式.docx

同济大学级地球物理学概论期末复习题教材Word文档格式.docx

《同济大学级地球物理学概论期末复习题教材Word文档格式.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《同济大学级地球物理学概论期末复习题教材Word文档格式.docx（27页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

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：

10-5~10A·

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0.1～3％,很少有达5％的。

沉积岩的孔隙度变化较大，一般为2～35％,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5.70～6.25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：

10-1~106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、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:

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7.8-8.5km

2、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0.2-500Ω·

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1000Ω·

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、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、O3…On点激发，在对应的G1、G2、G3…Gn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60~70km。

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60/70~300km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）