固体地球物理学概论复习重点答案参考

1、文档供参考，可复制、编制，期待您的好评与关注！ 固体地球物理学概论考试时间：2011年6月24日（周五）晚上19:00-21:00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

2、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、入地的窗口： 根据地面或空中的资料和信息，了解地球深部情况；2、地球物理方法反演的多解性： 正演问题、反演问题、精度问题3、地球物理方法的间接性问题4、建模与简化： 就是以数学公式或数值形式表征地球某种性质或规律，它是对复杂研究客体的合理抽象和简化，从而更能反映客体的内在本质。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（1）可靠性高的：牛顿万有引力定律，球谐分析理论、地球形状、地球自

3、转周期；（2）可靠性较高：GPS、地球的速度分层结构；（3）可靠性具中的：地球的年龄、地球的分层结构（4）可靠性差的：大陆漂移和板块构造、地球内部的温度分布、地震预报； （5）可靠性最差的：地幔对流假说、地球起源假说、地磁场起源假说第二章：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。根据维里定理，星际云质量比太阳现质量大三个数量级，它才会塌缩。（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

4、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，聚集成固体星子。(5) 行星（胎）的形成： 初始星子绕太阳作开普勒运动外，还有随机运动。其轨道杂乱、频繁碰撞，发生结合成为更大星子或者碎裂为更小星子。大星子引力较强，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。04（Ma3）

5、 。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，当地内温度足够高的时候，铁和镍就熔化并流向地内深处，而固态的硅酸物质浮到地球上部。从而地球就分化成地核和地幔。(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，即大陆地壳。3040亿年前，地球受到星子撞击，在受撞击的集中区域下，造成地幔熔化，并发生玄武岩喷发，排出大量岩浆和气体，从而改变原始地壳

6、的成分，形成原始大洋地壳。(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

7、释：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。研究这种偏转现象，并且定量地计算偏转速度的变化，则是地球自转的最生动的证明。3.地球自转的特点是什么?解：地轴取向稳定、自转速度稳定 、地球自转的非均匀变化。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。第四章 地球形状与重力1、什

9、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?我们需要逐项从测量值中扣除或补加这些因素的影响，这个计算过程就是重力改正。重力改正主要包括高度改正、中间层改正、地形改正，有时还要用到纬度改正和均衡改正。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，应用它可研究大地水准面地球形状。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

10、。地形校正（TC）：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。4、球体重力异常的曲线及分布特征5、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?一个是普拉特假说，一个是艾里假说普拉特认为地壳底面的深度一致，但密度随地面高度增加而减少；艾里认为地壳的密度一致，但底面深度随地面高度增加而下降。6、重力勘探的先决条件、有利条件。什么是重力的正反演。正演问题是根据模型以及相关的条件(初始条件、边界条件)来得到场的异常的结果。而这些结果往往是可以由

11、观测而得到的。反演问题是根据实际观测的地球物理场的观测值解释(定量或定性)出地球内部的结构，包括地质体形态和岩层的物理性质 。7、固体潮是怎样产生的?什么是引潮力和引潮位?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，其单位是Pa ( N/m 2 )。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

12、起弹性体的变形。物体受切应力作用后每一截面都会相互错动 (如同一叠卡片在最上一片施加一个紧贴卡片的力量，除最下面一片没有移动外，其余各片程度不等的移向一侧)，使得弹性体变化了角度。由于 f 很小 ，所以 角也很小，这一角是反映弹性体形状变化的，称之为切应变。E是杨氏模量。它表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力。叫做泊松系数，式中负号表示纵向应变与横向应变方向相反，为保证为正而取的。 切应力与切应变之间也满足胡克定律: 其中 为切变模量，或叫做刚性系数，它表示弹性体抵抗体积变形的能力。2、 为什么说一般材料容易发生扭曲破裂而不易发生压缩破裂？ 可以证明， 切变模量可以由杨氏模量E和泊松系数推导出

13、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。 一般来说，介质容易发生扭曲破裂，而不易发生压缩破裂，其道理就在这里。3、 掌握计算岩石纵波速与横波速公式与方法。4、 地震波有哪几种? 简述它们的定义及特点。地震纵波(Longitudinal or P Waves) 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，用符号P表示， 意为“压缩”(push) 或“初至”（primary），一般称之为P波。P波的传播方向与振动方向一致地震横波(Shear or S Waves) 是地下岩石介质受切应力作用所产生的切变波，用符号S表示，意为

14、“剪切” (shear)或“续至”(secondary)，一般称之为S波。S波传播时，其质点振动方向垂直于传播方向5、 简述瑞利波和勒夫波的特征。 瑞雷波是沿地球表面传播的波，它是P纵波和SV横波沿界面传播时相互叠加的结果。这种波的特点是: 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 瑞雷波具有的特点 瑞雷波产生在介质的自由表面； 瑞雷波是一种椭圆极化波，其振动方沿椭圆逆进（在界面附近),当离开界面一定深度时为前进； 瑞雷波的速度VR满足VR<Vs， 在均匀介质中没有频散；当介质为非均匀时，有频散现象； 瑞雷波也具有多模

15、式，其中，基模式能量占优。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。勒夫波具有的特点： 勒夫波产生在层状介质表面，且有Vs1<Vs2； 勒夫波是一种SH型波，其振动方向与界面平行； 其速度VL满足Vs1< VL <Vs2，存在频散现象； 勒夫波具有多模式，其中基模式能量占优； 基级模式波长 n阶模式波长 6、 掌握地震波震相的图示方法。7、 简述地震学对地球科学的贡献。第六章 地磁学1、名词解释:解： 磁偶极子 等值异号的两个点磁荷构成的系统，在其间距

16、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，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

17、整个地磁场强度的80%一90%，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。然而，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，若把这差异叫做非偶极子磁场，它约占地球总磁场的10%一20%。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：热剩

18、磁炽热熔岩喷出地面后，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，其结果获得很强的剩磁，这种剩磁称为热剩磁。沉积剩磁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。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。地面一点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

19、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.地磁要素 解：描述地磁场大小和方向的物理量X、Y、Z、H、D、I、F 称做地磁要素。直角坐标系中用北向分量X，东向分量Y和垂直分量Z 表示，这些分量分别以地理北、地理东和垂直向下指向地心为正向;球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平分量H表示。D是F偏离正北方向的角度，以F偏东为正、偏西为负；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；H是F

20、在水平面上的投影，以指磁北为正向; 柱坐标中用磁偏角D,水平分量H和垂直分量Z表示。其关系式为: FX2Y2Z2 H2X2Y2 YHsinD ZHtanI第七章 地电学1、名词解释:解：电阻率表示各种物质电阻特性的物理量。单位是欧姆·米(·m)。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，以符号S 表示。穿透深度将感应电场(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。 式中，T=1f 为电磁波周期；为地下介质电阻率 (-m)。电剖面法电阻率剖面法简称为电

21、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。电测深法其装置特点是保持测量电极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。1、 简述电阻率和视电阻率的异同点。解：视电阻率和电阻率具有相同的量纲。一般情况下，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。2、 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

22、种天然的全球性或区域性变化电场称为大地电场；而各种天然地方性稳定电场称为自然电场3、 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。4、 掌握计算穿透深度的计算公式和方法解：

23、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)。5、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104 S/m； 而潮湿大地和沉积岩电导率为102 101 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 101 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；地慢底部的电导率估计可达102103Sm。第八章 地球的温度场1、解择下列名词 解：温度梯度地球内温度随深度的增高率叫做地温梯度。 单位用0C/km表示。热导率热导率是衡量热量