《固体地球物理学概论》最新2014年复习提纲

1、Zhang.Wei-Qi,2014; 固体地球物理学概论复习重点 (010111，011111班，011112等班，2014年4月) 考试时间：2014年5月9日（周五）晚上19:30-21:30考试地点：教1-205, 305编者：Zhang.Wei-Qi ,Geoscience faculty,China University of Geoscience,2014第一章：引言1、 地球物理学的定义。解：地球物理学是以地球为研究对象的一门应用物理学。2、 地球物理学组成及研究内容。解：组成包括：理论地球物理、应用地球物理A. 理论地球物理学着眼于基础理论方面的研究，研究的主要内容有：（1）研

2、究地球形状与重力分布的重力学；（2）研究地震及弹性波在地球内部传播规律的地震学；（3）研究地球磁现象的地磁学；（4）研究地球电性质的地电学；（5）研究地球内部热过程和热状态的地热学；（6）深部探测和地球动力学等。B. 应用地球物理学是解决勘察石油、金属、非金属矿或其它地质问题的。3、 地球物理学的基本特点。解：1、地球物理学是入地的窗口：根据地球物理学资料，可以间接探知地球深部；2、地球物理方法的反演具有多解性；3、地球物理方法是间接地获取地质信息，即地球物理学的间接性；4、地球物理学通过建立模型，简化复杂客体，反映客体本质；5、地球物理学初值和边值的约束作用：现在的地球为地球演化提供了一个作

3、为初值（终值）的时间条件，而地面观测又为地球内部的物理过程提供了一个边界条件。6、对地球物理学结论的可靠性估计部分通过地球物理学探知的结论可靠性较高，而有一些则较低；4、 地球物理学与地质学的比较地质学是研究关于地球的物质组成、内部构造、外部特征、各圈层之间的相互作用及地质演化历史的一门学科。二者相对比，地质学是利用地表直接观测到的数据来对深部情况作出推断，而地球物理则是运用物理学手段，间接推测深部情况。地球物理学的研究需要地质学的研究背景，而对于一些传统地质学手段难以解决的地质学问题，则需要用到地球物理学手段。第二章：地球的起源1、 戴文赛新星云假说的要点。解：行星的形成要经过“原始星云星云

4、盘尘层星子行星”这样几个步骤。（1）原始星云的形成：原始星云是由一块星际云块塌缩并瓦解而成的。（2）星云盘的形成：原始星云盘继续塌缩，半径逐渐减小，因角动量守恒，造成自转速度增大。赤道面上的外边缘物质，当其惯性离心力与中心部分引力相抗衡时，便停下来，形式星云盘。 （3）尘层的形成：云盘中尘粒跟气体一起绕太阳转动，同时彼此发生碰撞，结合成颗粒，并向赤道沉降，逐渐形成尘层。（4）星子的形成：当尘层的密度足够大时，会导致引力不稳定性，使尘层瓦解为许多物质团。当物质团的密度超过罗奇密度时，就可以自吸引塌缩，聚集成星子。(5)行星（胎）的形成：初始星子频繁碰撞，结合成为更大星子或者碎裂为更小星子。大星子

5、引力较强，更有效地吸积周围的物质和小星子迅速成长成为行星胎。2、 罗奇密度的用途和计算。解：罗奇密度用于对星云盘的的温度、厚度和密度做出估计。04M/(a3)。式中0称为罗奇密度，上式称为聚集条件。如果<0则天体分裂。3、 地球早期演化中的圈层分化过程。解：（1）地核和地幔的形成：原始地球是一个均匀的球体，由于放射性元素衰变产生热能，地球内部的温度就逐渐增高，促进地球发生圈层分异，进而地球就分异成地核和地幔。(2)原始地壳的形成和陆壳、洋壳分化：在地核和地幔形成后，那时的地球表层是熔融的。4046亿年前，表层开始冷却分异，形成全球性的原始地壳，即陆壳。3040亿年前，地球受到星子撞击影响

6、，原始地壳分异，形成原始洋壳。(3)海洋和大气的形成：地球大气经历了原生大气、还原大气和氧化大气三个阶段:A、地球在形成过程中俘获星云中的气体，形成地球的原始大气层。B、放射性元素的衰变使地球物质融化，加速还原气体从地球内部溢出，形成还原大气。C、由于地球内部的地幔分异作用，排出的气体逐渐氧化；太阳辐射使地球大气中的水分解、绿色植物的光合作用都形成较多氧气，从而形成氧化大气。在地球形成的过程中，星子碰撞后放出的水，火山岩浆活动产生的水，以及大气中的水气凝聚的水都可以流人星子撞击坑，形成海洋。（4）地球表层的变化：地壳和地面的变化乃是各圈层相互作用的结果。 第三章 地球的转动和形状1、 名词解释

7、：天球赤道、黄道、黄极、天极。解：天球赤道假定以地球为球心，把各天体投影在半径等于无穷大的球面上，这一球体就是天球。将地球的赤道平面向外延伸，与天球相割所成的天球大圆就叫做天球赤道黄道 将地球绕日运转的轨道面无限延伸，与天球相割而成的天球大圆叫做黄道。黄极球面上的任何圆圈都有两个极点，即球面上距离该圆圈最远 (900)的两点。天极将地球的极轴延长，交于天球上的两点N、S，这两点就叫天极.2、 从物理观点解释傅科摆如何证明地球自转的。解：单摆的摆动平面在不受外力作用时，其摆动的空间方向始终不会发生变化的。然而，人们所看到的是，摆动平面相对于地球表面发生了按顺时针方向缓慢地转动，其实质是:摆下面的

8、地球在沿逆时针方向转动造成的。由于地球自转，摆动平面就会发生相对于地面的偏转。这一现象证明了地球的自转。3、 地球自转的特点是什么?解：1.转轴取向稳定2.自转速度稳定3.地球自转会发生均匀变化。由于于外部日月星辰的引力作用、地球表面覆盖海洋和大气、地球形状轴与自转轴不重合和地球内部结构与运动等，引起地球转动速度或转轴方向都发生微小的变化。4、 什么是地球自转轴的进动、章动和极移 (只考虑钱德勒晃动)? 解：进动用来表示转动物体的转动轴环 绕另一轴的转动。地轴的进动，地球的旋转轴环着黄道轴作缓慢的画圆锥面的旋进运动，保持黄赤交角不变。章动在地轴的长期旋进中，在它的平均位置上附加了一种短周期的摆

9、动。极移地球自转轴与地面的交点叫地极，地极点相对于国际极点CIO的位移叫做极移。5、 简述地球自转与地球物理现象的联系解：地球自转与地震的关系：地球自转速率的变化可能是全球地震活动的一种主要的动力来源。因为岩石圈是由不同的块体组成，地球自转速率变化时，就会造成这些块体运动的差异性。地球自转速度变化可能会引起地球的形变；第四章 地球形状与重力1、什么是大地水准面?地球的形状指什么?解：一个与平均的海洋面(在陆地上是它的顺势延伸而构成封闭的曲面）重合的那个重力等位面称为大地水准面。从物理图象上看，地球形状，是指全球上静止海面的形状。2、什么是重力改正?常用的重力改正有哪几种?每种改正的目的是什么?

10、逐项从测量值中扣除或补加地形、高程、重力均衡等因素的影响，这个过程就是重力改正。重力改正主要包括高度改正、中间层改正、地形改正。高度改正：将高程的影响去掉，因此，自由空间异常是反映地表和地下的物质分布对重力的作用。中间层校正：海平面以上的质量用一个无限长水平板表示，厚度为测点到海平面的高度。地形校正：进行地形改正，就是要把地面凸起部分删去，把凹陷部分填平。无论是删去还是填平，其结果都是使测点的重力值加大，所以地形改正只与高差的绝对值有关。3、 试述地球表面正常重力场的分布特征。解：地球表面的正常重力值只与纬度有关，在赤道上最小，两极处最大；正常重力值随纬度变化的变化率，在纬度45°处

11、达到最大，而在赤道和两极处为零；正常重力值还随高度的增加而减小4、 将地球近似看成半径为6370km的均匀球体，若极地处重力值为9·8m/s、，试估算地球的总质量为多少吨?5、球体重力异常的曲线及分布特征解：球体的重力异常公式为： 其中G万有引力常数，M剩余质量，D中心埋深，x，y-测点坐标对于中心剖面（y=0），当x±时，g0当x=0时，gmax=GM/D2曲线分布特征为：随着中心埋深的增加，曲线的峰值逐渐降低，曲线逐渐变得平缓。6、试述重力均衡的两种基本假说。根据这两种假说，怎样进行重力的均衡校正?解：普拉特假说：认为地壳底面的深度一致，但密度随地面高度增加而减少；艾里

12、假说：认为地壳的密度一致，但底面深度随地面高度增加而下降。普拉特的均衡平衡概念如图所示。地面高程越高，下伏的岩石层密度越低。对于海洋，情况相反。设从诲平面计起的补偿深度D之上，竖立着若干柱体，各个柱体的重量相等。依据重力均衡计算出测点的柱体密度与正常密度的差值，进而可以计算出测点柱体在海平面造成的重力与正常重力的差值，这个差值就是均衡异常；在进行了自由空间重力校正和布格重力校正后，在扣除均衡异常，便得到相应的重力均衡改正值。艾里假说：对于陆地，若地形高度为 h， 其下部深入地慢介质深度为 t (山根)，根据阿基米德原理可得： ；高为h，密度为0的柱体，由厚为t、密度差为的山根来补偿。由重力均衡

13、可计算出山根的厚度为地表高程的4.5倍；依次，可以计算出由于山根的存在所造成的补偿厚度，扣除这项所造成的影响，得到的便是均衡改正值。7、重力勘探的先决条件、有利条件。什么是重力的正反演。解：重力勘察的先决条件地下存在密度不均匀体；有利条件是地形平坦且地质体与围岩的密度差较大；重力的正演问题是根据模型以及相关的条件来得到重力异常的结果。重力的反演问题是根据实际观测的重力值来解释地球内部的结构。8、固体潮是怎样产生的?什么是引潮力和引潮位?解：太阳、月球引力作用于地球固体引起的形变。引潮力：产生地球潮汐的力称为引潮力。引潮位：地面上某一点的引潮位，等于天体对该点的引力位与该点绕月地质心旋转产生的惯

14、性离心力位之和。第五章 地震波传播与地球内部结构1、 名词解释：应力 应变 切应变 泊松比、杨氏模量。应力：应力是弹性体受外力作用后其内部质点之间产生的一种阻碍弹性形变的内力。应变：弹性体受外力作用后，内部质点之间有应力产生，这种应力引起弹性体的变形。切应变：物体受切应力作用后每一截面都会相互错动，使得弹性体变化了角度。由于f很小，所以角也很小，这一角即为切应变。E是杨氏模量。它表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力。E是杨氏模量，表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力，满足：叫做泊松系数，当弹性体垂直截面方向压缩的时候，其平行截面方向也会发生扩张，满足：2、 为什么说一般材料容易发生扭曲破裂而不

15、易发生压缩破裂？可以证明，切变模量可以由杨氏模量E和泊松系数推导出来，其关系为:E2（1 ）；因为 00.5，故 /E =0.5 0.3，即切变模量不足杨氏模量的一半，因此，介质容易发生扭曲破裂，而不易发生压缩破裂3、 掌握计算岩石纵波速与横波速公式与方法。P波的传播方向与振动方向一致，传播速度为:其中也是一个弹性常数，叫做拉梅常数，它可由杨氏模量E与泊松系数 来表示;横波的传播速度为:4、 地震波有哪几种? 简述它们的定义及特点。地震波有横波、纵波、面波、自由震荡波，其中横波、纵波被称为体波；面波又分为勒夫波和瑞利波。纵波：是地下岩石介质受正应力作用后膨胀或压缩而产生的疏密波横波：是地下岩石

16、介质受切应力作用所产生的切变波。二者被合称为体波，体波是贯穿于整个地球内部传播的波面波：当P波和S波传播到地球表面或内部界面上时，会产生沿着地表面或内界面传播的波，这就是面波。面波又分为瑞利波和勒夫波。瑞利波是沿地球表面传播的波，它是纵波和横波沿界面传播时相互叠加的结果。勒夫波：当均匀无限半空间介质上覆盖一薄层，且薄层内的S波传播速度低于层下的S波传播速度，则会产生一种沿表面传播且质点振动仅限于水平面内传播的面波，这就是勒夫波。自由振荡波：振荡是驻波，即在任意给定时刻内发生运动的不是地球的一部分，而是地球的整体。只随时间变化，而不随时间行进。5、 简述瑞利波和勒夫波的特征。 瑞利波是沿地球表面

17、传播的波，它是纵波和横波沿界面传播时相互叠加的结果。瑞利波的特征：瑞利波的波速略小于S波速度；质点的运动轨迹为逆进椭圆，其长轴垂直于地面， 其短轴与波的前进方向一致；质点的振动振幅，从地面往下，按指数锐减；勒夫波：当均匀无限半空间介质上覆盖一薄层，且薄层内的S波传播速度Vs1低于层下的S波传播速度Vs2，则会产生一种沿表面传播且质点振动仅限于水平面内传播的面波，这就是勒夫波。勒夫波的特征：勒夫波的传播速度Vq满足:Vs1VQVs2；勒夫波的低频成分以接近于VS1的速度传播，勒夫波的高频成分以接近于VS2的速度传播；勒夫波的振幅随深度按指数锐减；6、 掌握地震波震相的图示方法。P：代表P波S：代

18、表S波PP：代表P波从地壳反射一次PPP：代表P波从地壳反射两次PKP：代表P波穿过外核PKIKP：代表P波同时穿过内核和外核PcP：代表P波被外核所反射SKS：代表S波穿过外核，但是在外核内部转化为P波传播PkiKP：代表P波在内核被反射7、 简述地震波速度与地球内部结构地球的速度结构：1、壳幔界面 在地下30一60km深度处，纵波速度从6一7kmS，跳到 8 kmS以上，它是地壳与地慢的分界面。2、幔核界面 在地幔内，速度随深度而增加。在大约2900km处，P波速度突然 13kms下降到8kmS左右，出现地球内部第二大间断面。3、内外核分界面从2900km以下进人地核，纵波速度逐渐回升，横

19、波速度因横波不能通过而恒为零，直到大约5000km，横波才出现，纵波速度也有明显跳跃，成为地球内部的第三大间断面。4、上下地幔的过渡层地幔由上地幔、过渡层 (速度变化不均匀)和下地慢 (速度变化均匀)组成。8、 简述地震学对地球科学的贡献。解：1，利用地震波的层析成像可以探知地球的内部结构；2，利用地震波资料可以对复杂构造以及地下断层进行可靠地推断；3，地震学在地层学中的应用，可以探知地下的地层岩性分布；4，通过地震相分析可以探知内部反射结构；反射结构是指地震剖面上层序内反射同相轴本身的延伸情况及同相轴之间的关系5，应用于对天然气水合物的勘探；6，应用于对地下核试验当量的估计；7，应用于对桩基

20、的检测；第六章 地磁学1、名词解释:（1） 磁偶极子 ； （2）磁偏角；（3） 磁倾角； （4）地心轴向磁偶极子； （5）磁化率 （6）地磁极； （7） 剩余磁性解： 磁偶极子 等值异号的两个点磁荷构成的系统，在其间距离2ld 场源到观测点的距离时，称为磁偶极子。磁偏角指地磁场F偏离正北方向的角 度，以F偏东为正、偏西为负。用D表示。磁倾角指F 偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I 为正，在南半球取F上仰的I为正。 地心轴向磁偶极子位于地心的磁偶极子。地球磁场的空间形态与地心磁偶极子的磁场相似。磁化率用 m 表示，Mm F，表示物质被磁化的程度。地磁极 地心磁偶极子轴线与地面交于南北两对称点，

21、我们把这两点叫做地磁极。剩余磁性岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性。2、为什么说主磁场可以看作是由磁偶极子场和非偶极子磁场构成的?解：地球磁场的空间形态与地心磁偶极子的磁场相似，地心磁偶极子的磁场强度约占整个地磁场强度的80%-90%，因此地心磁偶极子场的空间分布也反映了整个地磁场空间分布的主要特征。但是真的地磁场和理想的地心偶极子磁场之间还存在着比较显著的差异，这差异为非偶极子磁场，约占地球总磁场的10%-20%。因此，综上所述，地球的主磁场可以看做是磁偶极子场和非磁偶极子场构成的。3、举例说明主磁场的长期变化现象。解：地球主磁场随时间的缓慢变化被称为地磁场的长期变化。包括磁矩的长

22、期变化、磁偏角的长期变化 、磁极位置的长期变化 、极性倒转的长期变化 。4、地球磁场的长期变化与变化磁场各是怎样定义的?解：地球主磁场随时间的缓慢变化被称为地磁场的长期变化。随时间变化较快的地磁场成分称为地球的变化磁场，5、什么是岩石的热剩余磁性?沉积剩余磁性?解：天然剩余磁性：自然界中岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性，称为天然剩余磁性天然剩余磁性的类型有: 热剩余磁性，化学剩余磁性，沉积剩余磁性和粘滞剩余磁性。热剩余磁性：岩浆温度都在磁性矿物居里点以上，从地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温的过程中，磁性矿物因受到当地、当时地磁场的作用，而平行于地磁场的方向被磁化，其结果获得很强的

23、剩磁，这种剩磁称为热剩磁。沉积剩余磁性：岩石碎屑携带原已具有剩余磁性的矿物颗粒，在成岩过程中，由于地磁场的作用，使矿物颗粒的剩余磁性按着当时的地磁场方向取向并被固定下来的剩磁叫做沉积剩磁。化学剩余磁性：某些矿物在地磁场坏境中发生了化学变化或重新结晶，也可能获得相当高的磁化强度。矿物通过这种方式获得的剩磁就叫做化学剩磁。6、简述古地磁学的基本原理。解：古地磁的基本原理是建立在两个假说的基础上的。这两个假说是:(1) 岩石的原生剩磁方向与岩石形成时的地磁场方向一致，所究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。(2)古地磁场是轴向地心磁偶极子场。以磁偶极子轴作为极轴的坐标系称为地磁坐标系。地面

24、一点P 的矢径与地磁轴的夹角称为该点的地磁余纬度，用表示。P点的矢径与地磁赤道面的夹角称为该点的地磁纬度，用表示。按偶极子公式，磁倾角I与磁纬度， 磁余纬度的关系为：tan I =2tan =2cot 在地面 P 点选取一标本测定I 后，由上式计算出磁余纬 ，再根据剩磁偏角D 可定出地磁极的位置。7，简述地磁七要素，以及它们之间的关系。解：X：地磁场北向分量Y:地磁场东向分量Z:地磁场垂直分量磁偏角D：D是F偏离正北方向的角 度，以F偏东为正、偏西为负磁倾角I：I是F 偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I 为正，在南半球取F上仰的I为正水平分量H：H是F在水平面上的投影，以指磁北为正向F：地磁

25、场地磁要素间的相互关系：FX2Y2Z2H2X2Y2YHsinD ZHtanI第七章 地电学1、名词解释:(1)电阻率； （2）视电阻率； （3）穿透深度；（4）电剖面法； （5）电测深法解：电阻率表示各种物质电阻特性的物理量。视电阻率在地下岩石电性分布不均匀或地表起 伏不平的情况下，若仍按测定均匀水平大地电阻率的方法，计算的结果称 之为视电阻率。穿透深度将感应电场磁场的强度值衰减为导体表面值的1/ e 的深度称为“穿透深度”h。电剖面法电阻率剖面法简称为电剖面法，其电极排列方式和装置大小 在工作过程中始终保持不变，将整个装置同时沿着测线移动，逐点观测电位差、供电电流I，并算出视电阻率。剖面曲线

26、是地下一定深度内沿观测剖面水平方向地电断面特征的反映。电测深法保持测量电极MN的位置固定，在不断增大供电电极距的同时，逐次进行观测。电测深曲线反映了测点下方垂直方向上电性层的变化情况。2、简述电阻率和视电阻率的异同点。解：相同点：视电阻率和电阻率具有相同的量纲。不同点：视电阻率虽然不是地下某一种岩石的真电阻率，但却是在电场作用的范围内， 地下电性不均匀体的综合反映。3、什么是大地电场?什么是自然电场?它们对了解地球电性结构有什么意义?解：各种天然的全球性或区域性变化电场称为大地电场；各种天然地方性稳定电场称为自然电场。大地电场的强度随地区变化很大。在高阻底隆起区可达到3-10mV/km。而在厚

27、的良导地层中只有0.5-3mV/km自然电场反应的是地下矿体或地下水体系的分布特点；因此，二者可以显著地反映地球的电性结构。4、简述由大地电磁测深和地磁测深法了解地球电性结构的基本原理。解：电磁测深方法是通过改变电磁场频率进行测深的一类电法分支方法。它利用电磁感应的趋肤效应，即高频电磁场穿透浅，低频电磁场穿透深，在场源和接收点间距不变的条件下，改变电磁场的频率来达到测深的目的。地磁测深方法是由地磁台根据地磁记录计算深部电性结构。即在地面大面积上布置多个地磁台站，观测地球的变化磁场，并应用高斯球谐方法把外磁场部分与由外磁场引起的感应磁场部分分开，求出它们的幅度比和相角差。计算出不同壳层的电导率。

28、5、掌握计算穿透深度的计算公式和方法。解：将感应电场 (或磁场)的 强度 (振幅)值衰减为导体表面(地面)值的 1/ e 的深度称为“穿透深度”h。h可由下式表达: T=1f 为电磁波周期；为地下介质电阻率 (-m)。6、简述地球内部电性的电性结构。解：在地表附近，干燥花岗岩的导电性能最差，其电导率约为10(-4)S/m； 而潮湿大地和沉积岩电导率为10(-2)10(1)S/m。从地表住下随深度增加电导率逐渐升高，在100km深度处的地慢顶部电导率约为 10(-1)S/m；到了400km处电导率存在一个突变，达到10S/m量级，可能是地慢岩石发生相变的结果；地幔底部的电导率估计可达102103

29、Sm。第八章 地球的温度场1、解择下列名词 温度梯度 热导率 热扩散率 热流密度 大地热流密度 热产率 解：温度梯度地球内温度随深度的增高率叫做地温梯度。热导率热导率是衡量热量流过物质难易程度的尺度。其物理意义是：沿热传导方向，单位时间内通过单位厚度岩石，使岩石两侧温度差为1K(或10C)时，所通过的热量。热扩散率岩石的热扩散率x是反映岩石热惯性特征的综合性参数。即岩石在受热或冷却时，各部分温度趋于一致的能力。其定义式是:x=K/Cp式中，K是热导率；是密度；Cp定压比热， 即压力恒定，温度改变1度时，物体吸收或放出的热量。热流密度在单位时间内通过单位面积的热量叫做热流密度，用符号q表示。其单位为:mW/m2。大地热流密度指单位时间内热量由壳幔深部垂直向上通过单位面积地球表面向大气层散发的热量，其单位为毫瓦/米2。 热产率单位时间内单位体积的岩石放出的热量叫热产率，用A来表示，单位为mW/m3 2、地球介质中热量传递有哪几种主要方式?这些方式各在什么深度范围起主要作用?解：1、热传导 (声子传热) 范围：地面附近。2、热辐射 (光子传热) 范围：地下500km以后。3、