同济大学级地球物理学概论期末复习题要点.docx

1、同济大学级地球物理学概论期末复习题要点第一部分 地球的物理结构和物理演变 离子态：物质以等离子体的方式存在的聚集状态。等离子体是由带电粒子和中性粒子组成的宏观电中性物质。电离层：习惯上把70-1000km高度范围内的部分电离大气叫做电离层。磁层：1000km以上完全电离的大气。黄道面：地球绕太阳公转的轨道平面。赤道面：地理坐标系上赤道所在的平面。地平面：大地的水平面，与地球半径成直角的平面。天顶、天底：将观察点的铅垂直线无限延伸后与天球交于两点，向上与天球的交点称为天顶，而正对向下延伸与天球的交点，称为天底。天球是一个想象的旋转球，理论上具有无限大半径，与地球同心。天极：地球的自转轴与天球的交

2、点叫天极。黄极：过天球中心并垂直于黄道面的直线与天球的交点。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。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

3、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

4、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：10-510Am-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0.13,很少有达5的。沉积岩的孔隙度变化较大，一般为235,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

5、、石英等，vP一般为5.706.25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

6、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

7、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

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。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、

9、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

10、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

11、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

12、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

13、投影为M，以M点为中心分别在地面O1、O2、O3On点激发，在对应的G1、G2、G3Gn 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

14、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

15、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

16、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6070km。大多数地震为浅源地震。释放大能量的浅源地震（M6.5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）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100

17、0km的地震；（3）远震：震中距大于1000km的地震；2、天然地震带在全球和我国的分布特点？一、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

18、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

19、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。二、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

20、区属于环太平洋地震带，地震出现频繁且强度大。3、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：在海沟处一侧的洋壳俯冲于另一侧的陆壳之下，两侧板块为相向运动，因此称海沟带为汇聚型板块边界。（3）转换型板块边界：此种板块边界沿转换断层分布，其两侧的板块相对平移运动，既无新板块形成，也无老板块消减，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

21、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）。4、在地下为两层介质情形下，近震区台站可观测到哪些地震波?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。5、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：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。首波的射线是

22、一条折线，它的波阵面为圆锥面。6、影响地震波在岩石地层中传播的因素有哪些？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 7、常见的砂泥岩、灰岩、花岗岩和变质岩的纵波速度。砂砂岩1400-4500m/s，泥灰岩2000-3500 m/s，石灰岩2500-6100 m/s，花岗岩4500-6500 m/s，变质岩：3500-6500 m/s。8、真速度与视速度之间的联系?(为真速度,为视速度,为地震波入射角），视速度大于真速度。9、地球内部有那些圈层和重要界面，各有哪些特点?1、康拉德面：位于地壳内部。纵波速度在此由6km/s突变为6.6km/s，上层为花岗

23、岩层，下层为玄武岩层。但不具有全球性。2、莫霍面：地壳与上地幔的界面，平均为地下数公3040km的深度，洋壳较薄，陆壳较厚。纵波到达这一界面后速度由67km/s突升为8.1km/s。3、古登堡面：高密度的固体下地幔与液态外核间的界面。位于地下2900km深度，横波至此消失，纵波通过后速度由原先的13.64km/s突然减慢为8.19km/s。同时纵波在该界面有明显的反射和折射，造成地表的阴影带。4、内、外核界面：位于大约5120km深。此界面以下速度由8km/s增加到11km/s。并出现由纵波派生而来的横波，将地核分为液态外核和固态内核。10、地壳与地幔的地球物理特征有哪些差异？1）纵波速度上，

24、地壳平均纵波速度为5.5-7.8km,上地幔平均纵波速度为7.8-8.5km2）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。3）在密度方面，地幔密度(3.3-5.5g/cm3)比地壳密度（2.7g/cm3）大。4）在温度方面，地幔密度比地壳温度高。（软流层温度较高，是岩浆的发源地）5）地幔中的软流圈以塑性为主，地壳基本都为固态。11、简述地震探测原理。地震探测技术，

25、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。12、人工反射地震的应用条件？地下介质应有波速或波阻抗差异，地表要具有开展人工地震探测的条件，如干扰情况应尽可能较小，近地表速度结构复杂程度较低，地表起伏情况较小（否则重力等因素会引起误差）等。13、与天然地震相比较，人工地震探测有何特点？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

26、释放所造成，板块位移具有双向性，震源运动不唯一；人工地震由一点激发，震动唯一。 水平叠加，多层覆盖14、如何求取反射地震波传播速度？利用时距曲线计算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。第三部分 地电学和电法探测技术自然电场：天然的地方性的稳定电场。大地电场：各种天然的全球性或区域性的变化电场。电性参数：电阻率、介电常数、磁导率、极化特性。电导率：电阻率的导数。视电阻率：在自然条件下，介质大多

27、是各向异性、不均匀的，测得的结果不是某种岩石的真电阻率，而是电流分布范围的各种岩石电阻率的综合反映，称为视电阻率，用Ps表示。电测深法：对某一测点，每改变一次供电极距就可测出一个值，从近而远，使电流向地下渗透加深，以此可测得视电阻率随电流穿透深度的关系曲线。电剖面法：保持电极间距不变，沿一定测线逐点推移进行视电阻率Ps的测量，所得的视电阻率曲线反映了地层电性沿水平方向的变化。电流密度：j=欧姆定律微分形式：U=0电流场中的流管：电流场中作一微小闭合曲线，通过其上各点的电流线围成的细管。1、 地表不同岩石的大致电阻率大小，影响岩石电阻率的因素有哪些？如何获取岩石电阻率参数？其单位是什么？a) 火

28、成岩与变质岩的电阻率值较高，通常在102105m范围内变化； b) 沉积岩电阻率值一般较低，如粘土电阻率约为100101m；砂岩的电阻率约为102103m，而灰岩电阻率则较高些。 影响岩石电阻率的因素：矿物成分、含量及结构；岩石的孔隙度、湿度；水溶液矿化度温度的影响如何获取电阻率参数：在AB两点供电、任意M/N点测量其间的电位差，来反算地下介质的电阻率电阻率单位：2、 阐述高密度电法的工作原理和工作过程高密度电法的基本工作原理与常规电阻率法大体相同。它是以岩土体的电性差异为基础的一种电探方法,根据在施加电场作用下地中传导电流的分布规律,推断地下具有不同电阻率的地质体的赋存情况。高密度电阻率法的

29、物理前提是地下介质间的导电性差异。和常规电阻率法一样,它通过A、B电极向地下供电流I,然后在M、N极间测量电位差V,从而可求得该点(M、N之间)的视电阻率值s=KV/I。根据实测的视电阻率剖面,进行计算、分析,便可获得地下地层中的电阻率分布情况,从而可以划分地层,判定异常等。3、 比较电测深法，电剖面法，测深剖面法各方法的异同电测深法：常用装置有三极电测深、偶极电测深、对称四极测深。最为广泛的对称四极测深的具体做法是：对于某一个测点，每改变一次供电极距就可测出一个值，从近而远，使电流向地下穿透加深，以此可测得视电阻率随电流穿透深度的关系曲线。在双对数坐标纸上，以AB/2为横坐标，以ps值为纵坐标，绘制成改测点的电测深曲线。此方法一般用于研究各种近于水平的岩层垂向变化，当岩层的倾角 1 时 D型曲线，当 2 1 时 三层曲线：有4种类型： H型：K型：A型：Q型：6、 如何分析高密度电法剖面或认识地下的电性特征？7、 比较高密度电法3种不同