地球物理勘探复习题.docx
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地球物理勘探复习题
1、地球物理勘探：
应用物理学原理，勘查地下矿产﹑研究地质构造的一种方法和理论，简称物探。
2、地球物理勘探的主要工作内容是：
数据采集、数据处理、地质解释。
3、地球物理场类型：
弹性波场、重力场、磁力场、电磁场、地热场、物理化学场。
4、应用地球物理方法的物质基础：
岩石、矿石的密度，磁性，电学性质，弹性。
5、应用地球物理：
是以岩石、矿石（或地层）与其围岩的物理性质差异（如密度、磁性、电性、弹性、放射性差异等）为物质基础的，用专用的仪器设备观测和研究天然存在或人工形成的地球物理场（如重力场、地磁场、电场等）在空间上的局部变化（称为地球物理异常），进而达到查明地质构造、寻找矿产资源和解决工程地质、水文地质以及环境检测等问题的目的。
6、火成岩的密度主要取决于矿物成分及其含量的百分比，成岩过程中的冷凝、结晶分异作用，不同成岩环境；
沉积岩的密度密度主要取决于：
孔隙度，孔隙充填物成分与含量，地质年代与埋深；
变质岩的密度与矿物成分、矿物含量、孔隙度均有关，主要由变质的性质和变质程度来决定。
7、三大岩石密度：
火成岩>变质岩>沉积岩。
8、地层（表层）岩体密度的测定方法：
小样测定、大样法、重力测井。
9、磁性本质：
任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果。
物质宏观磁性：
抗磁性（逆磁性）、顺磁性、铁磁性。
10、磁法勘探中，表征岩石磁性的物理量：
kk（）、及M
11、法勘探利用的电学性质有：
导电性、电化学活动性、介电性和导磁性。
12、表征导电性的物理量—电阻率定义：
在国际单位制中，电流垂直通过边长为1m的均匀立方体物质时，所遇到的电阻值即为该物质电阻率。
单位：
欧（姆）·米，记作W·m。
13、影响岩、矿石导电性的因素：
岩石、矿石成分和结构；含水性；温度；压力
14、
（1）岩石极化：
在特定自然条件下，岩石或矿石在各种物理化学过程作用下，能够形成面电荷和体电荷的性质称为岩石极化。
（2）岩石极化分为两种类型：
自然极化、激发极化
自然极化：
——形成自然电场
表面极化：
由不同地质体接触处的电荷自然产生的
两相介质的体极化：
由岩石固相骨架与充满空隙空间的液相接触处的电荷自然产生的
激发极化，是在人工电场作用下产生的极化。
——激发极化电场
15、地震波在不同地层中传播的速度值取决于介质的弹性常数和密度。
影响（沉积岩）地震波速度的主要因素：
孔隙度及孔隙充填物、密度、埋藏深度、构造历史和地质年代、温度。
16、地球重力场：
地球内部（除地心外）、地球表面及地表附近空间等存在重力作用的范围称为地球重力场。
重力场强度：
通常采用单位质量在重力场中所受的重力大小来度量，场论中称为重力场强度。
（重力加速度）
17、（重力勘探中凡提及重力均指重力加速度，重力的单位实际上已不再是力的单位，而是重力加速度的单位）
国际单位制：
2，无专用名称
常用重力单位：
.（）=10-62，12=106.
制：
“伽”（）—纪念伽利略：
第一个测定重力加速度值
常用重力单位：
“毫伽”（），110-3
高精度重力测量常用：
“微伽”（m）,1m10-310-6
新老单位换算：
10.1100m，110.
18、重力勘探：
主要是利用地下物质密度分布不均匀所引起的重力微小变化来实现构造或矿藏勘探目的的。
19、地球重力场的影响因素：
地面上任意一点的重力值主要取决于：
测点纬度、高度、周围地形、重力固体潮、地下密度不均匀体分布（仅此对找矿有意义）
20、重力异常：
由于实际地球内部的物质密度分布非常不均匀，因而实际观测重力值与理论上的正常重力值总是存在着偏差，这种在排除各种干扰因素影响之后，仅仅是由于地下物质密度分布不匀而引起的重力的变化称为重力异常。
重力异常的实质：
重力异常就是地质体的剩余质量对测点处单位质量所产生的附加引力在重力方向上的分力（或投影），若剩余质量为正，则异常为正，反之则为负。
重力异常的基本特征与应用：
特征：
相对性；不同种重力异常（∆等）特征不同，对目标体敏感度不同；重力勘探主要应用布格重力异常，（基于不同校正方法可得不同异常）；重力异常比较平滑、清晰（相对磁异常而言）。
应用：
重力固体潮；利用不同地球重力场模型的位系数，可计算出全球范围的重力异常、大地水准面高程异常以及重力垂直梯度异常等，为研究全球的板块构造、地幔内物质的密度差异、地幔流分布等提供重要依据。
21、地磁场强度（地磁感应强度）的单位磁法勘探单位
制：
用特斯拉或符号T表示，
磁法勘探实用单位：
纳特（）
1T＝／m2（韦（伯）／米2），1＝10-9T
制：
常用单位为伽玛（γ），lg＝10-5（高斯）＝1
22、地磁要素：
七要素表示任一点地磁场大小和方向特征的物理量称为地磁要素
地磁场总强度矢量T
北向分量（X）、东向分量（Y）
垂直分量（Z）；
水平分量（H），指向为磁北方向
T的倾斜角（I），下倾I为正，反之I为负
磁偏角（D）,磁北向东偏D为正，西偏D为负
23、地磁图——描述地球基本磁场变化特征的图件
定义：
根据地磁测量得到的某一特定日期（一般选在1月1日零点零分）的测量结果，按照经纬坐标网绘制的地磁要素等值线图，称为地磁图。
分类：
按编图范围分为：
世界地磁图和局部地磁图两种。
24、重力场与地磁场的异同：
相同点：
均为人为不可控天然稳定场—被动物探
均随空间位置变化，具有一定的空间分布规律即正常重力场或正常地磁场
都随时间发生微小变化
不同点：
重力场和地磁场成因不同、性质不同；
重力场为单极场，地磁场近似为偶极场；
重力场为强场，地磁场为弱场；（相对而言）
地磁场为强时变，重力场弱时变；（相对而言）
重力异常与地磁异常的异同：
不同点：
地面各点，重力异常∆g大小可能不等，但方向一致（均铅直向下或向上）；磁异常∆T大小不同，且方向也不完全一致。
磁异常∆T：
正负相伴出现；重力异常∆g：
全正，或全负；
描述磁异常的要素多；描述重力异常的要素只有一个；
磁异常图：
复杂，异常变化剧烈，幅度大（因磁性差异可达上千倍）重力异常图：
平缓、清晰，幅度小（密度差异最大约2~3倍）
磁异常较重力异常计算复杂，
重力异常：
微小质点异常的简单叠加，
磁异常：
矢量合成。
考虑剩余磁性时，计算更复杂；
磁异常识别难（干扰因素多且强烈杂乱）；重力异常识别易；
相同点：
定义方式相同，本质上均为异常矢量在正常场方向的投影；
利用泊松公式可以由磁性体引力位计算磁性体的磁位以及各分量；（前提条件：
物体均匀磁化、密度均匀）
25、弹性波：
振动在弹性介质中的传播（或在弹性介质中传播的波）
弹性波产生的条件：
激发振动，弹性介质
应力：
在外力作用下弹性体发生形变时，阻止其形变，欲使其恢复原状的内力称为内应力，简称应力。
（功能定义）应力定义：
单位面积上的内力（量化概念）。
应变：
弹性体受外力或扰动作用所产生的体积和形状变化。
应变可分为：
纵向（或胀缩）应变和横向（或剪切）应变。
应变可用弹性常数表示。
位移：
当介质发生形变时，介质内部质点位置的变化
26、μ的物理意义：
阻止剪切应变（），故常称为剪切模量液体没有剪切应变，μ=0
杨氏模量E：
圆形或多棱形柱体一端受力，侧面为自由面时，所加应力与伸长之比
泊松比б：
横向缩短与纵向伸长之比
其值介于0~0.5之间。
松软和不胶结物质б达0.45，坚硬岩石б值很低，液体б=0.5
体积压缩模量K：
固体受均匀静压力时，所加压力与体积变化之比
27、地球物理学的问题分：
正演问题，反演问题
正演问题：
按事物一般原理（或说模型）以及相关的条件（初始条件、边界条件）来预测事物的结果。
而这些结果往往是可以由观测而得到的。
反演问题：
根据实际观测的（有时也用理论的）地球物理场的观测值解释出（定量或定性）地球内部的结构，包括地质形态和岩层的物理性质。
28、数学模拟方法求解地球物理正演问题的一般步骤：
地质建模、数学建模、模拟计算。
地球模型建立的要求：
模型应能够反映主要地质构造和岩石、矿物特征，具有代表性或普遍性（共性）、针对性（目的性）、特殊性（特殊问题）
模型不宜太复杂，否则无法建立相应的数学模型；或者计算结果太复杂，难以分析、辨认地质特征与地球物理场特征之间的联系。
29、用于地球物理场计算的常用数值计算方法：
有限差分法、有限元法、积分方程法、（拟谱法（伪、虚）谱法、射线追踪法）
30、有限差分法：
是以差分原理为基础的一种数值计算方法。
基本原理：
差分原理。
连续偏导数（微商）à差商（离散化）
微分方程à差分方程
边值条件à差分方程
得到边值问题的数值解。
一般步骤：
（1）区域离散化网格剖分：
确立合适网格步长，边界节点定位
步长选择很重要——决定计算精度、速度
（2）微分方程离散化——构建差分方程
边界条件离散化——构建边界条件差分方程
初始条件离散化——构建初始条件差分方程
（3）线性方程组形成与求解
31、物理模拟方法基本原理：
相似原理
方法：
按比例复制地质模型（通常比例尺为1:
100和1:
100万之间）；
模型的物性参数一般也应按一定的比例改变；
观测装置要微型化。
缩小模型响应能代表野外实际模型响应
模拟准则：
使实际模型场与模拟场具有相同的幅值和规律
32、地震勘探：
利用地层和岩石的弹性差异来探测地下地质构造，寻找有用矿产资源的一种极其重要的地球物理勘探方法。
原理：
地面人工激发地震波，地震波向地下传播时，遇到不同弹性地层的分界面就会产生反射波或折射波返回地面，用专门的仪器记录这些波，再经专门计算或仪器处理，分析所得记录的特点，如波的传播时间、振动形状等，能较准确地测定地下界面的深度和形态，判断地层岩性。
地震波：
震源激发的机械振动在岩层介质中传播所形成的一种机械波。
人工激发的地震波是一种脉冲波，因其对地球介质作用力小，时间短，因此，大多数情况下可以认为地震波是一种弹性波，可利用弹性波理论来研究其传播特性。
33、方法分类——运动学分类——反射波法、折射波法、透射波法
按照探测地质体深度不同划分：
浅层地震勘探，又称高频地震勘探；中深层地震勘探，又称中频地震勘探；深部地震勘探，又称低频地震勘探
按观测方式划分：
二维地震（2D）、三维地震（3D）用于勘探
重复地震——重复2D、四维地震（4D）——重复3D（时间推移地震）用于储层预测和油藏开采动态监测
34、地震地质模型：
理想弹性介质和粘弹性介质模型，各向同性和各向异性介质模型，均匀介质、层状介质和连续介质模型，单相介质与双相介质模型。
35、地震波特点：
（1）地震波是弹性形变的传播，是一种机械波。
是弹性介质内质点振动的传播就形成的弹性波
（2）地震波是一个非周期短脉冲振动，称为地震子波。
时域特点：
有确定的起始时间和有限的能量，有一定的时间延续长度，是在短时间内衰减的一个信号
频域特点：
频谱是带限型，有一定的宽度
（3）地震子波实际上是由无数个不同频率、不同振幅的简谐振动组成，地震子波与其频谱间具有单值对应关系，即，任一地震波形都单值对应于它的频谱，反之，任一频谱都唯一确定一个地震波形
（4）地震波既可用随时间变化的波形（时间域）来描写，也可用其频谱特征（频率域）来表述。
在任何一个域内讨论地震波都是等效的。
（5）地震波的时间延续长度与其频谱的宽度成反比。
即，波的延续时间越长，频谱宽度就越小。
36、地震波的基本类型——动力学分类
（1）按波在传播过程中质点振动方向区分为：
①纵波：
质点振动方向与传播方向一致。
因质点在波的传播方向振动而使介质压缩和膨胀，故也称为压缩波、疏密波、无旋波或P波（—初波；因其最快，故是初至波）
②横波：
质点振动方向与传播方向垂直。
因质点振动方向与波的传播方向相垂直，引起介质的剪切型波动。
故又称为剪切波、等体积波、旋转波或S波（—次波）
波——垂直偏振横波
波——水平偏振横波
传播特点：
①纵波传播速度比横波快，≈2
②液体内μ=0，0，液体内不能传播横波
③纵波能在固体、液体、气体中传播，横波只能在固体中传播
（2）按波所能传播的空间范围
体波：
纵波和横波可以在介质的整个立体空间中传播，合称为体波。
面波：
波动能量仅存在于弹性分界面（自由表面或分界面）附近的波称为面波。
瑞利（雷）波（），既有P波成分，又有波成分，没有波成分
拉（乐）夫波（），波
（3）按利用价值划分——从实用性出发
有效波：
习惯上把地震勘探方法主要应用的波称为有效波。
干扰波：
是相对有效波而言的，一切妨碍有效波记录的各种波都称为干扰波。
37、地震勘探的三个阶段：
野外数据采集、室内资料处理、地震资料解释。
38、无限介质中波传播的动力学特点：
波的振幅（能量）、波形、频谱（振幅、相位）、极性等与波的形状有关的特点。
（1）质点位移函数特点：
单位正压力作用于球腔壁时，弹性介质中产生的纵波质点位移规津是按指数衰减正弦振动，是一种强阻尼振荡，衰减快慢取决于系数ξ的大小；
振动的强弱决定于振幅系数，且随波传播距离r的增大成反比地减小；
纵波质点位移方向与波的传播方向r一致。
（2）能流密度（即波的强度）I：
（反映波的强度）单位时间通过波传播垂直方向上单位面积的能量。
球面扩散：
波的振幅与传播距离成反比，距离越大，振幅越小，波前面越大，单位面积上的能量越小，这种现象称为球面扩散，这是几何原因造成的能量减小，与介质性质无关。
（3）波在弹性介质中传播的过程，实质上是质点位移随时间和空间变化的过程。
波形：
描述质点位移随时间、空间变化的图形。
若质点位置用x表示，振动时间t，位移U
地震波形可有两种：
振动（曲线）图和波剖面
振动图：
反映某固定质点，不同时刻的振动关系图形，U（t），应用广，常见记录
波剖面：
反映同一时刻不同质点间的振动关系的图形，用U（x）表示，仅出现于正演中
通常无特殊说明，地震波形主要指振动图
（4）地震波的频谱特征：
不同的波，有不同的频谱特征；
随传播距离增加（浅中深），地震波频谱会发生变化；
在不同介质中传播的地震波其频谱特征（主频和频宽）也不相同。
（5）地震波的吸收
因球面扩散引起的能量衰称为几何衰减
因介质的非弹性引起的地震波能量衰减称为吸收
通常用吸收系数来描述吸收作用，吸收系数：
单位距离内振幅的相对变化。
吸收系数与波的频率有关
特点：
吸收使波的振幅随传播距离的增加而减小；
在不同岩层中，吸收作用不同：
一般致密岩石中吸收现象较弱，地表疏松层中吸收作用较强；
介质对高频成分的吸收作用比低频强。
吸收使地震波高频成分减少，进而使其时间延续度增加，分辨率降低。
（6）惠更斯－菲涅尔原理：
惠更斯（）于1690年提出了由某时刻波前求另一时刻波前的原理：
某时刻波前上各点都可看作广义绕射源，并发出二次子波，各二次子波前的包络构成下一时刻的波前
优点：
可以确定波前的几何位置
不足：
不能确定位移位的大小
39、斯奈尔（）定律是描述波在弹性分界面上反射、透射后波的传播方向的定律。
定理：
波在弹性分界面上将产生分裂（能量重新分配）形成4个二次波，其传播方向与介质速度有关，满足物理学中的反射—折射定律。
同类波：
与入射波波型相同的二次波（均为纵波或横波）
转换波：
与入射波波型不同的波
40、振幅方程（方程）的讨论
垂直入射（α=0）认识：
①垂直入射时，不存在转换波，只有同类反射、透射波
②只有上下介质波阻抗不相等时才有反射波，波阻抗差值越大，反射波能量越强。
③R>0表明入射波和反射波相位相同。
R<0说明二者反相，这种现象称为“半波损失”，反射后好像丢了半个波长，峰←→谷。
④透射系数总为正，表明透射波与入射波同相位。
⑤同一界面上、下行波反射系数、透射系数相互关系。
地震勘探中，界面深度>>炮检距，射波传播一般可近似看成垂直入射
倾斜入射（α≠0）（）技术课件
41、薄层——相对概念，层厚∆h<λ/4的地层或双程旅行时τ=2∆<2半个周期
薄层的频率滤波特性：
薄层相当于一个滤波器，具有选频作用
滤波作用取决于δ即薄层的速度及其与上下层速度的接触关系
韵律型薄层对高低频均有压制作用
渐变过渡型薄层对中频有压制作用
42、绕射：
间断点成为一个新的震源，并产生一种新的扰动，向介质空间四周传播，这种扰动就是地震绕射波，这种现象称为绕射。
43、薄岩层，双程旅行时间<地震子波延续长度，则顶底界面反射波彼此叠加，形成复波——薄层效应。
44、如果地震子波波形用b（t）表示，界面反射系数也表示成反射波旅行时t的函数R（t），那么形成记录的物理过程在数学上就可以用褶积来表示——地震道褶积模型。
褶积模型——简化的反射记录道线性模型。
45、地震道：
地震勘探中每个记录点称为一道。
同相轴：
地震记录中各地震道振动曲线上波峰的规则排列，称为同相轴。
46、影响地震波动力学特点的因素：
激发条件的影响；地震波传播过程中受到的影响（波前扩散——几何衰减，吸收衰减——物理衰减、热损耗，界面反射、透射——能量再分配，地层的结构（特别是薄层结构）——频率滤波特性、调谐效应）；接收因素的影响。
47、地震波的运动学又称几何地震学：
是研究地震波波前的空间位置与其传播时间的关系。
研究方法：
与几何光学相似，用波前、射线等几何图形来描述波的运动过程和规律。
48、费马原理又称最小时间原理
表述：
波在各种介质中的传播路径，满足时间最短条件
或垂直于波前面的路径时间最短
或波沿射线传播时间最短
49、时间场：
地震波传播范围内，波至时间的空间分布时间场是一个标量场
等时面：
具有相同波至时间的各点组成的波面
50、时距图:
波的传播时间与激发点和观测点坐标之间的关系图。
3D：
时距曲面或面时距图
表示方法：
等时线图或坐标图
2D：
时距曲线
地震勘探中通常是沿直线观测
纵测线→纵时距曲线（激发点和观测点在同一直线）
非纵测线→非纵时距曲线（不在一直线上）
弯线→弯线时距曲线（弯曲测线，非纵特例）
除特别说明，一般都讨论纵时距曲线，简称时距曲线
51、真速度：
波在介质中沿射线方向传播的速度
视速度：
非射线方向测得的速度
52、直达波—从震源出发，不经过反射和折射，直接传播到各检波点的地震波称为直达波。
时距曲线特点：
1、通过坐标原点，斜率为
的直线
2、当表层介质发生变化时，可为折线或曲线
作用
由斜率m可求取v，但不能研究地下构造形态。
53、虚震源原理：
波由O入射到B再反射回S点所走过的路程就好象由点O*直接传播到S点一样，在地震勘探中，把这种讨论地震波反射路径的简便作图方法称为虚震源原理
反射波时距曲线特点：
标准双曲线，对称t轴；视速度为曲线斜率的倒数；渐近线恰为直达波时距曲线。
正常时差:
具有不同炮检距的各观测点有不同的旅行时间t，它们相对于自激自收时间t0的差∆t。
54、折射波运动学：
是研究波以临界角入射于折射界面时所产生的折射波在各种介质结构情况下的时距关系。
形成折射波的条件：
下层介质速度大于上层介质速度
高速层为屏蔽现象：
若其中某层为高速层（厚度大于地震波长），根据斯奈尔定律，其下面的折射层将不能产生折射波而被屏蔽，称此高速层为屏蔽层
若高速层很薄或下面是角度不整合地层时，则可能不产生屏蔽现象
折射波法不足
形成折射波的条件较反射波苛刻
折射波法不如反射波法勘探精细
优点
勘探范围大，浅到几米．深达几十千米
能得到折射层速度，更有利于地质解释
55、折射波时距曲线的特点：
（1）直线，斜率为12，截距t01
（2）折射层速度决定了时距曲线的陡度，视速度v*2为常数（3）折射波存在盲区，盲区大小和界面埋深和速度比有关
折射波与直达波、反射波的时距关系：
反射波和折射波在始点处相切，二者视速度相等（为同一条射线）。
直达波时距曲线是直线，其斜率取决于上层介质速度，与折射波直线斜率不相等，因此二者必然相交。
56、绕射波时距曲线特点：
（1）双曲线
（2）极小点位于绕射源正上方且与炮点位置无关
（3）激发点不同，时距曲线平行极小点位置不变，时差仅为入射路径时差
（4）路径相等的绕射波旅行时间相等，时距曲线存在互换关系
（5）同炮点，t绕射>t反射
57、观测系统：
测线上激发点和接收点的相对位置关系
采样或覆盖：
对界面上的某一点进行观测
单次覆盖：
界面上每一点仅观测一次
多次覆盖：
界面上每一点仅观测多次
观测系统图示方法：
时距平面法、普通平面法、综合平面图法。
组合检波：
以多个检波器组成一个地震道的输入
组合激发：
多个震源同时激发构成一个总的震源
静校正—设法消除地表因素影响的校正过程
动校正—校正因炮检距不等而存在的正常时差的影响
水平叠加的概念：
又称为共反射点叠加或共中心点叠加（处理），就是把不同激发点、不同接收点上接收到的来自于同一反射点的地震记录进行叠加。
反射点在炮检距中心点的正下方。
具有共同中心反射点的相应各记录道组成共中心点道集,它是地震数据处理时所采用的基本道集形式,称为道集。
58、重力勘探方法流程：
第一步：
确定工区位置，野外踏勘，室内设计
第二步：
野外测量及数据整理1、重力基点网联测目的：
获得相邻基点（一个边段）上高精度的增量值2、普通点测量
第三步：
重力测量校正及异常求取与成图—预处理
第四步：
重力异常资料处理（分离、去噪等）
第五步：
重力异常反演与地质解释
正演——建立规律性认识
反演——地质推断
59、重力基点网联测观测方式（重复观测）：
双程往返观测法，三重循环观测法
60、闭合差：
基点网每个闭合环路的各边段重力差之和
基点网平差：
将每个环路中的闭合差按照一定的方法和条件分配到相应环路中的每一个边上，使每环经过改正后的各边段新的段差之和为零。
61、重力测量校正及异常求取与成图重点
62、布格校正：
高度校正与中间层校正的统称。
布格重力异常：
经纬度、地形、高度以及中间层校正后的重力异常。
异常图：
异常平面等值线图、异常剖面图、异常平剖图。
63、正演目的：
总结规律，为地质解释（反演）做准备
正演简化假设条件：
水平地面（观测面），z轴向下为正，表示重力方向；
地质体和围岩密度是均匀的，剩余密度为常数（均取Ds>o）；
单一地质体异常分析，多地质体异常采用位场叠加原理。
正演方法：
解析法
研究意义：
（1）代表性或相对性，当距它足够远时，形状复杂体可近似当作规则形体研究；如，相对外太空，地球可视为一个质点
（2）普遍性，简单规则形体给出了有普遍性的典型异常特征，对于指导异常的识别、分类和解释都有现实意义
球体（点质量）异常特征：
对剩余密度均匀的球体，与全部剩余质量集中在球心处的点质量所产生的异常完全一样
64、断裂（层）的重力异常特征：
①沿一定方向延伸的梯级带；
②串珠状正或负异常带；
③异常等值线变宽、变窄或轴线发生水平错动；
④等值线发生扭曲或方向变化；
⑤不同特征重力异常区的分界线。
断裂磁异常特征：
①线性异常带；
②串珠状异常带；
③异常轴线发生水平错动；
④异常强度和宽度发生变化；
⑤雁行状异常带；
⑧放射状异常带组；
⑦不同特征磁场区的分界线。
65、电法勘探（简称电法）是地球物理勘探方法中的一种。
它是以岩石、矿石的导电性、电化学活动性（激发极化特性）、介电性和导磁性的差异为物质基础，使用专用的仪器设备。
观测和研究地壳周围物理场的变化和分布规律。
进而达到解决地质问题的目的的一组地球物理勘探方法。
主要特点：
利用的场源形式多，方法变种多，能解决的地质问题多，工作领
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