沉积构造物探复习资料

1、第一章：绪论1、简述各种地球物理探测方法的岩石物理性质依据和物理依据。答：根据所利用的岩石物理性质与物理场的不同，可分为地震法、重力法、磁法、电法、放射性法和地热法、测井等七种。（1）地震法：地震记录中地震波的传播速度、旅行时间等运动学信息和振幅、频率等动力学信息与地下地层结构及其物质构成有关。经地震数据处理和解释后可推断地下主要地层界面的几何形态与埋藏深度，判定岩层性质。 物理依据：弹性波（如地震波和声波）的反射和折射；岩石物性依据：岩石的弹性性质不同，使得弹性波传播速度（和密度）存在差异；主要观测方式：在勘探船上连续观测；（2）重力法：在地表测定并计算由地下物质密度分布不均匀引起的重力变化

2、，可以反演地下物质密度分布状态，获知地下地质构造和岩层分布及其岩性信息。物理依据：地球表面及内部存在的万有引力与离心力的作用；岩石物性依据：岩石的密度差异；主要观测方式：在调查船上连续观测、海底定点观测、飞机航测或卫星遥测； （3）磁法：以岩石的磁性差异为基础，通过观测和研究天然地磁场或者人工磁场的变化规律，计算并提取磁性岩石的分布变化引起的磁异常来反演磁性岩石在地下深部的分布范围与埋藏深度，获知有关磁性体的磁化强度等磁性参数。物理依据：地球磁场 ；岩石物性依据：岩石的磁化率和剩余磁性存在差异 ；主要观测方式：在调查船上连续观测、海底定点观测、飞机航测或卫星遥测； （4）电法：利用岩石的电阻率

3、、磁导率、极化率和介电常数等电学物理性质差异，通过测定和研究与这些物性差异有关的天然或人工激发的电场和电磁场在空间和时间上的分布特点和变化规律来推断地球内部物质的物性、组成和分布状态，探查地质构造的赋存状态和物性参数等。物理依据：自然电场，直流电场，电磁场 ；激发极化场；岩石物性依据：岩石的视电阻率、磁导率、极化率和介电常数等存在差异 ；主要观测方式：海底； （5）放射性法：利用岩石中天然放射性核（铀、钍等）含量及种类的差异，以及在人工放射源激发下岩石产生的各种核物理现象来探测地下地质构造或寻找矿产的方法。物理依据：岩石具有放射性 ；岩石物性依据：岩石放射性差异 ；主要观测方式：在海底或在海水

4、中近海底深度使用闪烁计数器测量； （6）地热法：以岩石的热物理性质为基础，通过观测地球内部各种热源所形成的地热场随空间和事件的分布规律，从而配合地质、地球化学以及其它地球物理方法研究和解决地质问题的方法。物理依据：热流量 ；岩石物性依据：岩石的热传导率存在差异 ；主要观测方式：将仪器放置在取样器上测量； （7）地球物理测井：是在钻孔中应用探测仪器，测量井壁周围岩石的物理性质的方法，或者说是在井孔中实施的各种地球物理方法的统称。根据利用的岩石物性与物理场可划分为电测井类，声测井类，核测井类、其他类等；第二章 海洋地球物理探测的特点2、海底地形按照它们的基本特征，可划分为哪些单元？答：大洋中脊：大

5、洋底部、呈线状分布的具全球规模的海底隆起，延伸四大洲，连绵数万里。洋脊上有火山地震活动，由硅镁质火山岩组成大洋盆地：海洋的主体，包括深海盆地、深海平原、海底山、海峰、海底高原等。大陆边缘：大陆与海洋连通的边缘地带，位于大陆和水深大于35004000m的海盆之间；包括大陆隆、大陆坡、大陆架以及海沟与岛弧等，分为稳定性和活动性两大类海岸带：陆之间的分界线-涨潮落潮海水水位发生高低变化的作用区，即水位升高便被淹没、水位降低便露出的狭长地带。包括海岸、海滩和水下岸坡三部分3、用于探测水深、实现海底地形地貌探测的水声探测技术有哪些？答：通过测深实现海底地形地貌探测回声探测技术、侧扫声纳技术、多波束测深技

6、术；浅海底地层剖面结构探测浅层剖面测量技术、合成孔径声纳。第三章 海洋地球物理基础1、简述并会分析影响各类岩（矿石）密度的主要因素。答：岩（矿）石的密度：是指岩（矿）石的致密程度，通常以单位体积物质的质量来表示，单位是：g/cm3或kg/m3。决定岩石密度的主要因素有：（1）岩石中各种矿物成分及其含量；（2）岩石的孔隙度及孔隙中的充填物；（3）岩石所受的压力；1、火成岩：密度主要由矿物成分及其含量多少决定。火成岩从酸性岩向基性岩过渡时，其密度值随着岩石中铁镁暗色矿物百分含量的逐渐增加而变大。2、沉积岩：密度很大程度上取决于孔隙度，与物质成分的关系不明显。一般具有较大的孔隙度。密度与孔隙度成反比

7、关系，孔隙度变大，密度减小。3、变质岩：密度与矿物的成分、含量和孔隙度均有密切的关系，主要由变质的性质和变质的程度大小来决定。变质岩密度比原岩大，变质程度深的岩石比程度浅的大2、简述并会分析影响岩（矿）石磁性的主要因素。答：表征岩矿石磁性的物理量有：磁化强度M：表示均匀无限磁介质受到外部磁场H的作用时，物质被磁化的程度；磁化率：表征物质受磁化的难易程度；它是无量纲的物理量。感应磁化强度：位于岩石圈的岩体和矿体，它们受现代地磁场的磁化而具有的磁化强度剩余磁化强度：岩矿石在生成时，处于一定条件下，受当时的地磁场磁化所保留下来的磁化强度，它与现代地磁场无关。总磁化强度是感应磁化强度和剩余磁化强度的和

8、。影响岩石磁性的主要因素：（磁性特征）（1）岩石所含磁性矿物的类型与含量：岩石中铁磁性矿物含量越多，磁性越强；（2）岩石所含磁性矿物的颗粒大小：在给定的外磁场作用下，铁磁性矿物的相对含量不变，颗粒粗的较颗粒细的磁化率大；（3）岩石所含磁性矿物的结构：当磁性矿物相对含量颗粒大小都相同，颗粒相互胶结的比颗粒呈分散状者磁性强；（4）温度：抗磁性矿物磁化率与温度无关；顺磁性矿物与温度的关系由居里定律确定；铁磁性矿物与温度的关系分可逆性和不可逆性。前者磁化率随温度增高而增大，接近居里点陡然下降趋于零；后者的加热和冷却曲线不相吻合；温度增高后不稳定（5）压力：岩石磁化率及剩磁随着压力的增大而降低；3、简述

9、并会分析影响岩（矿）石速度的主要因素及其规律；答：地震波在不同地层中传播的速度值取决于岩层的弹性常数和密度。火成岩的速度大于沉积岩和变质岩，且速度变化范围小；变质岩速度变化范围较大；沉积岩速度较小，但因其结构复杂，影响因素多，速度的变化范围最大，速度成层分布主要影响因素如下：1、孔隙度及孔隙填充物性质：传播速度与孔隙度成反比，对于同种岩石，孔隙度大，速度低。当孔隙中的水被液态的氢氧化合物所代替且达到饱和时，速度降低；孔隙中被气态氢化物充填时，速度大大降低；2、密度：一般而言，速度随密度增大而增高。3、埋藏深度：地震波速度随岩石埋藏深度的增加而增加。4、构造历史和地质年代：老岩石较新岩石速度高。

10、在强烈褶皱区，通常速度增大；在隆起的顶部，速度减低。一般而言，地震波速度随地质过程中的构造作用力的增强而增大。5、温度：速度随温度的变化不显著，变化较微小。温度每升高100，速度减小5%6%。第四章：海洋重力测量1、名词解释：重力、重力场、重力位、重力等位面、大地水准面、正常地球、正常重力场、正常重力位答：重力场：地球内部（地心处除外）、地球表面及附近空间存在重力作用的范围称为地球重力场。它是空间中的一种力或力场，是引力场和惯性离心力场的合成场。重力位：对于很多形式的力，都可以找到一个相应的标量函数R，这个标量函数对各个坐标轴的偏导数等于力在相应坐标轴上的分量，将与重力所对应的标量函数称为重力

11、位。重力等位面：空间内一个重力位处处相等的曲面，该面处处与重力方向垂直。大地水准面：重力等位面中与平均海洋面重合的重力等位面。正常地球：一个形状和质量分布都很规则的匀速旋转的物体,这个物体被称为正常地球。正常地球是表面光滑的椭球体；内部的密度分布是均匀的；或者成层分布且各层的密度是均匀的；各层界面都是共焦点的旋转椭球面； 正常重力场：假设一个形状和质量分布都很规则的匀速旋转的物体所产生的重力场。正常重力位：在正常地球的假设条件下，根据椭球体的形状、大小、质量、密度、自转的角速度以及各点位置等可计算正常地球的重力位。2、什么是重力异常？如何理解重力异常的实质？答：重力异常：重力勘探中，由地下岩石

12、、密度分布不均匀所引起的重力的变化，或地质体与围岩密度差异引起的重力变化，也可定义为实测重力值与正常重力值之差。实质：剩余密度：研究对象的密度与围岩的密度0之差。剩余质量： 0与研究对象的体积V之积。由万有引力定律可知，存在比正常质量分布多余或不足的质量时（ M），引力大小将会发上变化，进而使重力值改变。讨论地球正常重力值的目的就在于从实测重力值中减去密度均匀条件下的正常重力值的变化，获得由地下地质体剩余质量所引起的重力异常。由某个地质体引起的重力异常就是地质体的剩余质量所产生的引力在重力方向或者铅垂方向的分量，因此，重力异常实质上就是引力异常。如果存在多个地质体，某一测点处的重力异常是各个地

13、质体在这个测点上引起的引力异常在铅垂方向的叠加。3、重力测量方式有哪些？海洋重力测量的主要测量方式是什么？答：重力测量的方式为路线测量、剖面测量和面积测量。路线测量：一般用于概查或普查阶段，重力测点沿交通方便的道路布置，测点大致均匀分布，线距没有严格要求。剖面测量：多用于详查或专门性测量，剖面线方向应垂直地质体走向，并尽可能通过地质体在地面投影的中心部位，测点不能偏离剖面线，在正常值区点距可大些。面积测量：是重力测量的基本形式，它可以提供工区内重力异常全貌。 海洋重力测量的主要测量方式：海面（船载）重力测量 将重力仪安置在海面舰船或潜水艇内进行动态观测，对测量剖面提供连续的观测值。仪器结构简单

14、，观测方便，工作效率高。但作用在重力仪弹性系统上的除了重力以外，还有许多因船的运动而引起的扰动力，这些扰动力必须在重力观测值中予以消除。卫星测高重力测量利用卫星上装载的雷达测高仪，连续向地球发射雷达脉冲，并接收自地球表面返回的脉冲回波，通过处理，计算出海洋大地水准面高，进而可用于计算海洋重力异常。4、简述基点、基点网的概念与作用。答：基点：重力仪本身存在着无法消除的零点漂移，随着观测时间的延长，零点漂移积累愈大，而且往往与时间呈非线性关系。因此，用重力仪在测点上进行观测时，需要一些精度更高、重力值已知的点来控制，称为基点。精度比普通点高出一倍以上基点网：基点在观测时都要联成封闭的网络，这些网叫

15、基点网。任一测段的重力普通点观测均应从基点开始，并终止于基点。作用：控制重力普通点的观测精度，避免误差的积累； 检查重力仪在某一段工作时间内的零点漂移，确定零点漂移校正系数； 推算全区重力测点上的相对重力值或绝对重力值。 5、普通点、检查点的观测方式与要求。 答：普通点：测区内为获得探测对象引起的重力异常而布置的观测点。布置：应按设计书中提出的测网形状、点线距等均匀布设在全区。观测：一般采用单次观测，但都必须在规定时间内（即最大线性时间间隔内）起止于基点上。检查点：为检查普通点的观测质量，抽取一定数量的点做检查观测。布置：检查点在时间上与空间上都大致均匀，即每天的观测和每一条测线上的点都应受到

16、检查。应占普通点总数的5%-10%，在大面积的区域调查中也不应少于3%。观测：检查观测与初次观测时所用的仪器不同，操作人员不同、观测路线不同。检查观测不应集中于施工后期统一进行，而应在平时的普通点观测之中穿插进行，以便及时发现问题而尽快解决。6、由野外观测值计算重力异常，通常要进行哪些校正？掌握各种校正的概念与目的以及校正后重力异常的概念；重点掌握布格重力异常的概念与计算方法。答：1、数据初步整理(消除时间变化的因素)：重力固体潮校正：为了消除太阳、月亮对地表各测点产生的重力变化；零漂校正：消除仪器的零点漂移对各测点重力值产生的影响经初步整理后，得到的是各测点相对于总基点的相对重力值，包括地下

17、密度不均匀的地质体引起的异常和测点空间位置（纬度、高程、地形）不同造成的重力变化。2、重力异常计算（消除随测点空间位置变化因素）：地形校正：去掉过A点或B点水平面LA，LB以上物质的重力效应；并填满每一水平面与T面之间凹陷的重力影响；地形校正总是正的。应用较多的方法是：扇形域计算法和方形域计算法。经过地形校正后，相当于将测点周围的地形“夷为平地”。中间层校正：消除A点或B点水平面LA，LB及基准面L0面之间水平物质层（经过地形校正）的影响；经地形+中间层校正后，与A点相比，A点只剩下高度h的影响。高度校正：消除A点或B点与基准面L0之间的高度的影响，这种处理称为高度校正或自由空气校正（意为在测

18、点与基准面之间除了空气，没有别的物质存在）。布格校正：中间层校正及高度校正合称为布格校正。布格校正的误差来源主要有两个，一是中间层校正时密度取值不准，另一个是高程测量不准。地表岩石平均密度一般不会超过3 g/cm3，为提高布格校正精度，主要要提高测点高程的测量精度。 正常场（纬度）校正：如果A点与总基点B点不在同一个纬度上，则A点与B点还存在因纬度不同而带来的正常重力值的不同，这一影响也必须去掉。均衡校正:对均衡作用造成的地壳内部质量的不足或过剩的影响所进行的校正，就叫做均衡校正。布格重力异常：是对观测值进行地形校正、布格校正(高度校正与中间层校正)和正常场校正后获得的重力异常。海洋布格重力异

19、常与陆地布格重力异常的区别：陆地布格重力异常：只考虑大地水准面以上的质量，对于大地水准面以下的物质及其分布情况不作考虑，将测点到大地水准面之间物质的质量舍弃。陆地上的重力值通常是在高于大地水准面的地球表面测得的，向下归算时考虑中间层物质对实测点的引力，将引力减去符合物理规律，而且高度校正和中间层校正所使用的高度是一致的。海洋布格重力异常：考虑大地水准面以下的质量，在计算时将大地水准面以下的海水层用岩石填满，这意味着对水准面以下的地球质量进行了调整。这种增加大地水准面以下物质的方法完全是人为的，无法用物理学理论进行解释，只能用均衡理论来解释。高度校正和中间层校正中所使用的高度不一致，前者为重力仪

20、到大地水准面之间的距离，后者为大地水准面到海底之间的距离。7、空间重力异常与布格重力异常的地质与地球物理含义是什么？答：空间重力异常：是对观测重力值仅作高度校正和正常场校正得到的重力异常。只作了高度校正，在重力观测值中，地表面TT到大地水准面HH间物质的影响仍然存在，因而相当于好像把这层物质都“压缩”到大地水准面上，没有改变地球的实际质量。做正常场校正就相当于从观测重力值中消除密度为正常分布（即等于地壳的平均密度2.67g/cm3）的大地椭球体的正常重力值，大地水准面HH与地壳平均深度平面DD 间的物质被消除了，而DD面与莫霍面MM之间变为密度等于-0.60g/cm3的物质。空间重力异常反映了

21、实际的地球形状和物质分布与大地椭球体的偏差。布格重力异常：是对观测值进行地形校正、布格校正(高度校正与中间层校正)和正常场校正后获得的重力异常。经过地形校正和布格校正后，相当于把大地水准面上多余物质(具有正常密度2.67g/cm3) 消去了；做了正常场校正后，大地水准面以下按正常密度分布的物质也消失了。布格异常包含了壳内各种偏离正常密度分布的矿体与构造的影响，也包括了地壳下界面起伏而在横向上相对上地幔质量的巨大亏损(山区)或盈余(海洋)的影响。所以，布格重力异常除有局部的起伏变化外，从大范围来说，在陆地，特别在山区，是大面积的负值区。山越高，异常负得越大；在海洋区，则属大面积的正值区。 8、掌

22、握球体、水平圆柱体、铅垂台阶和断层的重力异常特点。答：球体：重力异常： （1）x=0，即原点处，异常取得极大值为： （2）异常相对原点对称分布。当x时，异常趋近于零。（3）在平面图上，异常等值线为以球心在地面的投影点为圆心的不等间距的同心圆。（4）异常半极值点的横坐标为球心埋藏深度的0.776倍。 （5）当D不变，使M加大或减小m倍时，异常也同样加大或减小m倍；当M不变，D增大m倍时，异常极大值减为原值的1/m2，而x1/n值将增大为原值的m倍。所以，随着D的加大，异常迅速衰减，曲线明显变缓。1.在实测重力异常平面图上，近于圆形或长短轴差别不大的近椭圆形异常，多半是近于球形地质体产生的； 2.

23、在同一地区，异常愈尖锐，范围愈小（以X1/2来度量），则该地质体的埋深会越小，反之则会更深。水平圆柱体：重力异常： （1）当x=0时，有极大值为： ；当x时，g0。（2）在平面图上，异常等值线为一簇平行不等间距的直线，并以柱体中轴线在地面的投影线为对称轴对称分布；中间异常最大，两边异常小；（3）令异常半极大值点横坐标为x1/2，则可知半极大值点的坐标恰好为柱体的中心埋藏深度。（4）当不变，D加大m倍时，极大值降为原值的1/m倍，x1/2点增大为原值的m倍。与球体异常相比，它随D加大的衰减要慢些。铅垂台阶：（1）当x=0时， ，当x时，由于对数项趋于零比x增长要快，故该项也趋于零，所以有 ，而当

24、x-时，（2）在重力异常平面图上，等值线是一系列平行于台阶走向的直线，与水平圆柱体不同的是，其等值线是一边低而另一边高，且在台阶面附近等值线最为密集。（3）无论H和h为何值，只要台阶的厚度（H-h）不变，不论台阶上顶埋藏深度如何， 均不变，只是整条曲线随埋藏深度增大而变缓。断层：垂直断层：以原点为中心对称的曲线；断面倾角小于90度的正断层：下降盘一侧的异常值突出；断面倾角大于90度的逆断层：上升盘一侧的异常值突出。断面两侧重力异常的水平梯度变化较大，在平面等值线图中为呈对称分布的重力异常等值线密集带，常称为重力梯级带，这是识别断裂构造的重要标志。9、什么是重力梯级带？它有什么地质意义？答：重力

25、梯级带：基本特征：重力异常值等值线分布密集，异常值向某个方向单调上升或下降。相对应的规则几何体：垂直或倾斜台阶。可能反映的地质因素：垂直或倾斜断层、断裂带、破碎带；具有不同密度的岩体的陡直接触带；地层的坳曲。10、简述重力异常分离的概念与异常分离的依据。答：根据观测重力值得到的重力异常或布格重力异常，包含了从地表到深部所有密度不均匀引起的重力效应，是所有这些重力效应的总和或叠加。重力异常的分离即从叠加异常中分离出某个地质体引起的异常，或者把叠加异常分解为几个地质体引起的单一异常。分离的依据：不同异常在空间“频率”上的差异。差异越大，分离的效果越好。如果差异很小，不同地质体引起的异常很难分开，可

26、采用“剥层法”，计算已知场源体引起的异常，然后从观测异常中消去，简化异常分离问题。 常见方法：1、图解法：传统手工方法。根据布格异常形态，利用区域异常和局部异常特征上的差异，凭解释者的经验和估算的区域异常梯度大小及变化，徒手画出直线、曲线或它们的平面组合线，作为区域异常。然后用每点的布格异常减去该点的区域异常值，得到各点的局部异常。应用条件：区域异常趋势比较明显，局部异常较为突出。2、高次导数法：计算布格重力异常的高次导数。不同形状地质体的重力异常导数具有不同的特征，这有助于对异常的解释和分类。原因：重力位导数的阶次越高，异常随所在测点与场源体距离的加大、或场源体的加深而衰减越快。在水平方向，

27、基于同样道理，阶次越高的异常范围越小。特点：可以突出浅而小的地质体的异常特征，压制区域性深部地质因素的重力效应，在一定程度上可以分离不同深度和大小的异常源引起的叠加异常，且导数的次数越高，这种分辨能力就越；可以将几个相互靠近、埋藏深度相差不大的相邻地质体引起的叠加异常分离开来。11、断裂构造识别标志，如果给出图，要求可以划出断裂位置；答：识别标志：（1）线性重力高与重力低之间的过渡带；（2）异常轴线明显错位的部位；（3）串珠状异常的两侧或轴部所在位置；（4）两侧异常特征明显不同的分界线；（5）封闭异常等值线突然变宽变窄的部位；（6）等值线同形扭曲部位；12、请你谈谈重力法在地质研究中的应用。应

28、用范围：地壳深部构造研究、区域地质构造研究和油气、金属矿产勘查以及水文工程地质等。第五章：海洋磁法测量1、什么是地磁场？描述地磁场的主要物理量是什么？答：地磁场：地球内部及其周围空间存在的磁场。描述地磁场的主要物理量是：磁场强度 和磁感应强度 。它们的关系为： ，为磁导率。在真空中，磁场强度与磁感应强度相当。在磁法勘探中，所说的磁场是指磁感应强度，用矢量符号 表示。 2、名词解释：地磁要素、基本磁场、磁异常、变化磁场。答：地磁要素：描述地磁场大小和方向的物理量。地面上任意点处的地磁场总强度 T（即磁感应总强度）可用直角坐标系来描述。坐标定义：以观测点为坐标原点，x、y、z轴分别指向地理北，地理

29、东和垂直向下。总磁场强度T；垂直磁场强度Z：T在Z轴的投影；北向分量X：T在X轴的投影；东向分量Y：T在Y轴的投影；水平分量H：T在XOY平面内的投影；磁偏角D：磁子午面和地球子午面的夹角，D东偏为正,西偏为负；磁倾角I：T和XOY水平面的夹角，T下倾为正，上倾为负。 基本磁场：内源稳定场的一部分，由中心偶极子磁场和非偶极子磁场（大陆磁场）组成。用于研究地磁场的基本特征。磁异常：主要指地壳内的岩石矿物及地质体在基本磁场磁化作用下具有磁性、所引起的局部磁场，它叠加在基本磁场之上，称为地壳磁场，也称异常场或磁异常。一般将磁异常分为两个部分：区域异常：分布范围在数百至数千千米；局部异常：分布范围在几

30、千米至数十千米；用以研究磁法探测研究的目标。变化磁场：叠加在地球基本磁场上的变化场，随时间变化而变化的磁场称为变化磁场。根据它们的特征和成因，可分为两大类：一是由地球内部场源缓慢变化而引起的长期变化；一是来源于地球外部场源的短期变化。3、地磁场由哪三部分构成？答：地磁场由两种不同性质的磁场组成，即为稳定磁场 与变化的磁场 。稳定磁场分为内源稳定场和外源稳定场，其中內源稳定场又由三部分组成：中心偶极子磁场、非偶极子磁场（以上两者称为基本磁场）、磁异常。4、简述变化磁场的分类与特点。答：变化磁场分为：由地球内部场源缓慢变化而引起的长期变化和来源于地球外部场源的短期变化。长期变化：地球基本磁场随时间

31、的缓慢变化叫做地磁场的长期变化，也称世纪变化。 特点：1、长期变化与非偶极子场的变化关系密切； 2、地球磁场向西漂移，并且呈现出周期性的特点； 3、地球磁矩衰减的变化具有明显的波动式特点，可分出很多周期，基本变化周期为70008000年短期变化：分为平静变化：有一定周期且连续出现，变化平缓有规律；扰动变化：偶然发生，持续一定时间后消失，变化无规律；平静变化：（1）太阳日变化：变化幅度一般为几至几十nT，周期为一个太阳日，主要是由高空电离层中的电流产生，也称地磁日变。（2）太阴日变化：以半个太阴日（12.25h）为周期，变化幅度小，一般为1-2nT，主要由月亮对地球的引力变化使地球电离层产生潮汐

32、现象和对流运动所引起的。地磁日变的特点：24小时为一周期；变化依赖地方时，同一磁纬度，变化形态和幅值很相似；同一经度不同纬度，变化差异很大；白天变化大，夜晚变化小； 夏季的变化幅度大，冬季的幅度最小，春秋居中。扰动变化：（1）磁暴：是全球发生的磁扰，其变化幅度可达几十至几百nT，主要因素是源于太阳活动区喷发出来的等离子流。（2）地磁脉动：地磁脉动源于太阳风与偶极子场的相互作用，其变化幅度约在10-2-102nT左右。 地磁场的短期变化对地磁测量影响较大，发生磁暴时，野外磁测应停止。其他变化，如日变和地磁脉动，应从磁测值中扣除（日变校正）。5、简述日变观测的原因、目的及对日变站的要求。答：日变观

33、测原因及目的：测量磁场的日变化和瞬时变化，提供日变校正资料，即提供每天的地磁周日变化曲线，求出日变校正，消除地磁场周日变化和短周期扰动的影响。如发生磁暴，应及时通知测量船在磁暴期间停止观测，而日变站要继续工作。观测方式：日变观测站。对日变站的要求：1、必须设在正常场内温差小、无外界磁干扰和地基稳固的地方。2、观测时间要早于出工的第一台仪器，晚于收工的最后一台仪器。机械式磁力仪，每隔5-10min记录一次读数。电子式仪器，要注意与测线观测仪器时钟严格同步，采用自动记录方式，记录时间应不大于0.5min。3、日变站有效作用范围的确定与磁测精度有关。低精度测量时，一般在半径50-100km范围内，可

34、以认为变化场差异微小；高精度磁测时，一般以半径25km设一个站为宜。4、磁日变站一般在近测区的海岸附近设立。6、表示磁异常的图件通常有哪三种？答：1、磁异常剖面图：T剖面图表示沿某一测线或某一特定方向的剖面上的磁力异常变化情况的磁异常图。它是编制平面剖面图的基础，也是研究异常特征、进行异常计算的基本图件。海洋磁测中，每一条测线都要绘出T剖面图。横坐标表示沿测线的距离，纵坐标此表示磁异常数值。注意：横坐标比例尺与测量比例尺相同，纵向比例尺可根据磁异常数值大小适当调节。通常，为了研究异常沿测线的变化特征及进行计算，习惯上要绘制一张比测量比例尺大的剖面图。2、磁异常平面剖面图：平面剖面图是将全区的剖

35、面图按实际位置并列在一张平面图上绘制而成的。可以看到磁异常沿测线方向的变化特征；可以看到磁异常在平面上的变化特点 3、磁异常平面等值线图：平面等值线图是全区各测线的磁异常的平面分布图。7、如何理解T的物理意义？答：磁异常总强度：总磁场强度与正常地磁场的矢量差： 。实测异常：为磁异常总强度的模量T，即 。T既不是 的模量，也不是 在 方向的投影。当磁异常强度不大时，可近似把T看作是 在 方向的投影。8、球体、水平圆柱体的磁异常特征。答：球体：（1）垂直磁化：剖面特征：Za为对称曲线，Zmax在原点处；Za=0 时，x0=2R；平面特征：在原点处，异常取得最大值；平面图上，异常等值线呈等轴状对称分

36、布，负异常包围着正异常；（2）斜磁化：剖面特征：斜磁化时，Za为两边有负值的非对称曲线；T与Za曲线形态类似；Za等值线呈等轴状，负异常包围着正异常；极大值和极小值的连线对应磁化强度矢量M在平面上的投影方向；极小值位于正异常北侧，极大值位于坐标原点南侧；T的等值线总体形态与Za类似，只是其负值较大；（3）水平磁化：剖面特征：Za为以原点对称的曲线；Ha 是在原点取得极小值、两侧逐渐增加并存在正异常的轴对称曲线；T的特征与Ha的形态类似；平面特征：T等值线近似为等轴状；极大值和极小值的连线对应磁化强度矢量M在平面上的投影方向；极小值位于原点，极大值位于坐标原点两侧；T的等值线总体形态与Ha类似；

37、水平圆柱体：（1）垂直磁化：当x=0时，Za=Zmax，Ha=0；当x=R时，Za=0；Za零值点间距等于二倍中心埋深；当x2R2时，Za值为负；Za为两边有负值的轴对称曲线；Ha为原点对称曲线，负半轴为正；x时， Ha 0；（2）水平磁化：is=0；（3）斜磁化： 0is90，Za,Ha, T均为非对称曲线；平面特征：水平圆柱体的平面等值线呈长带状（或长椭圆状）。9、请你谈谈磁法在地质研究中的应用。应用范围：区域磁测资料在区域与深部地质构造研究中用以划分不同岩性区和圈定岩体，推断断裂、破碎带及褶皱，圈定与划分含油气远景区或金属成矿区等。此外，磁测资料在石油天然气勘探、金属矿产勘查、水文工程地

38、质研究、煤田火烧区探查以及考古等方面都有重要的应用。第七章 海洋地震测量1、地震法的分类（按照震源类型、按照所利用的有效波）。答：根据震源不同分为天然地震法和人工（爆炸）地震法。根据所以利用的有效波不同分为反射波、折射波、直达波、绕射波、透射波。2、什么是各向同性和各向异性介质？什么是均匀介质、层状介质和连续介质？答：各向同性介质：弹性性质与空间方向无关的弹性介质。 各向异性介质：弹性性质与空间方向有关的弹性介质。均匀介质：速度值不随空间坐标而变化层状介质：非均匀介质表现为成层性，即地层界面成层分布，每一层内部速度值恒定。连续介质：如果层状介质中地层厚度特别薄，可认为地震波的传播速度是沿地层沉

39、积方向连续变化，即波的速度是空间坐标的连续函数。3、什么是地震子波？它具有什么特点？答：地震子波：由震源激发、经地下传播并被人们在地面或井中接收到的一个短的脉冲振动。其特点：是一个非周期振动；具有确定的起始时间和有限的能量。4、名词解释：波前、波尾、射线、波剖面、振动图、频谱（振幅谱和相位谱）。答：波前：波还未到达，介质的振动尚未开始。波尾：波已经传播了过去，介质质点的振动已经停止射线：在一定条件下，波及其能量是沿一条“路径”从波源传到所考虑的一点P，然后又沿那条“路径”从P点向别处传播，这样的理想路径，即波的传播方向就叫通过P点的波线，又叫射线。波剖面：描述某一时刻t质点振动位移u随距离x变

40、化的图形，可看出质点振动的波长和该时刻的起振点（波前）及停振点（波尾）等特征振动图：用ut坐标系统表示的质点振动位移随时间变化的图形。可看出地震波振动的位移大小、振动周期、延续时间等特征。频谱（振幅谱和相位谱）：振幅谱：每一谐和振动分量的振幅与频率的关系曲线，即表示每个谐和振动分量对g(t)贡献的大小。相位谱：每一谐和振动分量的初相位与频率的关系曲线，它表明了各谐和振动之间在时间上的相互关系。5、地震波按照所能传播的空间范围可分为哪些类型？它们各具有哪些特点？答：根据波所能传播的空间范围可将地震波分为: 体波和面波两大类。体波：可在整个三维弹性空间的介质内传播，包括纵波和横波。纵波：单位正压力

41、作用于球腔壁时，在弹性介质中产生，即弹性介质发生体积形变时所产生的波动，也称P波。特点：（1）质点位移规律是按指数衰减的正弦振动，是一种强阻尼振荡，衰减快慢取决于系数的大小。（2）振动的强弱决定于振幅系数 ,此系数中仅r为变量，说明振动的强弱随波传播距离r的增大而反比地减小（球面扩散）；（3）纵波质点的位移（振动）方向与波的传播方向是一致的 横波：单位切应力作用于球腔壁时，弹性介质中产生的波，即弹性介质发生形状形变时产生的波动，也称S波。特点：（1）横波的质点位移是衰减的正弦振动，衰减快慢决定于系数 的大小；（2）横波的振幅也随波传播距离r的增大而减小（球面扩散）； （3）横波质点的位移（振动

42、）方向与波的传播方向垂直。面波：在弹性分界面附近传播的波。包括：瑞雷面波、勒夫面波、斯通利波等。特点：面波在XZ平面内，其质点沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动。椭圆长轴在Z方向，短轴在X方向，二者比例为3：2。随着深度z的增加，面波的水平位移和垂直位移分量按指数迅速衰减。瑞雷面波的振幅随而衰减，比体波的球面扩散的衰减要慢得多。在远离震源处，面波有可能强于体波。瑞雷面波的传播速度不同于体波，它以低于横波的传播速度沿自由表面传播；具有波散现象。即波在介质中的传播速度是频率的函数，也就是速度随频率而发生变化。在均匀各向同性介质的自由表面，没有频散。但当表面有疏松的覆盖层时，由于松散物质的非弹性作

43、用而产生明显的频散现象。6、名词解释：球面扩散、介质吸收、大地滤波作用、反射波、透射波、折射波（首波）、反射界面。答：球面扩散：在均匀介质中，点源的波前为球面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量仍保持不变，使单位面积上的能量减小，振动的振幅将随之减小的现象；介质吸收：弹性波在非完全弹性介质中传播时，介质中质点振动的能量因质点之间相互摩擦，有一部分能量要转化为热能而损失掉的现象；大地滤波作用：介质吸收对频率具有选择性，高频吸收强，振幅衰减快。所以波在传播距离较远时，高频损失多，相对低频较丰富，使频谱频带变窄，分辨率降低的作用。直达波：由震源激发，未经反射直接传播到地表的地震波；反射波：由

44、震源激发，经弹性分界面反射回来传播到地表的地震波；透射波：由震源激发，经弹性分界面折射向下传播的地震波；折射波：由震源激发，当弹性分界面下部介质的速度与密度乘积大于上覆介质的速度与密度乘积、入射角达到或大于临界角时，产生的新的波型；首波（初至）：由于折射波沿界面滑行时，是以下伏介质中的波速传播的，当炮检距比较大时，可能先于直达波到达检波器的折射波。反射界面：具有波阻抗差异的弹性分界面。7、当波入射到两种不同的均匀介质界面时，波的传播方向和能量分配各遵循什么规律？答：惠更斯原理：在弹性介质中，已知t1时刻的同一波前面上的各点，可以把这些点看作从该时刻产生子波的新的点源，经过t时刻后，子波的包络面

45、就是t1+t时刻新的波前面。 惠更斯菲涅尔原理：由波前面各点所产生的子波，在观测点上相互干涉叠加，发生相长干涉而增强的地方产生波动，发生相消干涉处则处于静止状态，其叠加结果就是我们在该点观测到的总振动。从理论上描述了波的传播。费马原理：地震波沿射线传播的旅行时和沿其他任何路径传播的旅行时相比为最小，也就是说，波沿旅行时最小的路径传播。这一最小路径称作射线。从空间上描述了波的传播，即波是沿射线传播的。佐普瑞兹方程是描述地震波在弹性分界面上能量分配的关系式。8、从反射波和折射波的形成机制出发，分析反射波和折射波的形成条件。答：反射波：由震源激发，经弹性分界面反射回来传播到地表的地震波；根据佐普瑞兹

46、方程可知，只有上下界面密度与速度乘积即（波阻抗）不相同时，地震波才能在界面处产生反射波，因此形成条件：界面上、下介质必须存在波阻抗差异。波阻抗差异越大，反射波能量越强。折射波：由震源激发，当弹性分界面下部介质的速度与密度乘积大于上覆介质的速度与密度乘积、入射角达到或大于临界角时，产生的新的波型；根据斯奈尔定律： 形成条件： ，且入射角大于或等于临界角。临界角是 时推算的1的值。接收条件：由于折射波要在临界角i之后才出现，因此在震源附近观测不到折射波。这个区域被称为“折射波盲区”。条件1：需在盲区外接收。水平层状介质：xm=2htgi；倾斜地层：在折射面的上倾方向接收折射波比在折射面的下倾方向接

47、收，其盲区范围要小。条件2：倾斜界面要求i+90（入射角和倾角）。9、影响地震波的动力学因素有哪些？其影响用数学如何描述？答：任一个界面反射波的子波波形，决定于激发震源的形状和介质对它们的“滤波”改造作用。每个反射子波的振幅则由波前扩散、介质吸收、透过损失及反射系数诸多因素决定。（1）球面扩散：在均匀介质中，点源的波前为球面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量仍保持不变，使单位面积上的能量减小，振动的振幅将随之减小的现象。波的强度： 又由于： ，表明球面波的强度与传播距离的平方成反比，振幅与传播距离成反比。（2）介质吸收：实际地层介质并非完全弹性介质，弹性波在非完全弹性介质中传播时，介

48、质中质点振动的能量因质点之间相互摩擦，有一部分能量要转化为热能而损失掉的现象。 是f的函数，即 ，同一介质的吸收系数的大小与波的频率成正比，频率越高，吸收越大。表明：吸收作用使地震波振幅按指数规律衰减，衰减程度取决于的大小。介质吸收对频率有选择作用，高频吸收强，振幅衰减快。所以波在传播距离较远时，高频损失多，相对低频较丰富。频谱频带变窄，分辨率降低。（3）反射、折射、绕射、透射等：由于地层上下界面岩石弹性性质不同个，地震波在传播时发生方向和传播速度的改变。透射损失：假设在地下半无限空间内有n+1层弹性介质，则共有n个弹性分界面。每个分界面上的反射系数和透射系数分别用R(i)和T(i)表示。假设

49、入射波的振幅为A，则有： Rn前一项系数为透射损失因子。（4）地层结构：地震薄层：地震记录上沿垂向可分辨的两地层界面之间的最小厚度或最薄地层厚度。 。薄层的干涉效应（振幅频率特性）：薄层顶的一次反射波同薄层内的各级多次波相互干涉叠加产生的效应。物理意义：薄层复合振动的总振幅不仅与地层的弹性参数有关，还与波的频率有关。薄层的调谐效应（振幅调谐特性）：对韵律型薄层，在h=/4时出现波的相长干涉，振幅出现极大值，这种现象称为薄层的调谐效应，这个厚度称为调谐厚度。10、什么是多次覆盖技术？简述多次覆盖技术的基本原理。答：多次覆盖技术也称共中心点叠加，共深度点叠加，共反射点叠加，其基本思想是在地面上不同

50、的观测点或以不同的方式对地下某点的地质信息进行重复观测，这样可以保证即使个别观测点受到干扰也能得到地下每一点的信息。多次覆盖技术的前提条件是地下反射界面为水平界面。目的是突出反射波，压制干扰波，提高信噪比。共反射点道集：假设地下任一水平界面上的任一点A，其在地面上的投影为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、G3Gn点接收来自界面上同一A点的反射波，A点称为共反射点或共深度点（CDP），G1、G2、G3、Gn各接收道称为共反射点叠加道或共深度点叠加道，其集合称为共深度点叠加道集，简称CDP道集。覆盖次数：共反射点叠加道的道数。11、什么是观测系统？什么是多

51、次覆盖观测系统？海上二维地震的观测系统是单边放炮还是中间放炮的多次覆盖观测系统？答：观测系统：地震勘探中激发点和接收排列的相对位置关系。多次覆盖观测系统对：整条反射界面进行多次覆盖的系统。海上二维地震的观测系统是单边放炮的多次覆盖观测系统12、常用的记录地震数据的四种道集是什么？答：（1）共炮集记录：某一炮点激发，接收排列上所有道地震记录数据构成的数据集合，称共炮点道集记录；（2）共接收道集记录：某一接收点接收的所有地震记录构成的数据集合，称共接收点道集记录；（3）共炮检距道集记录：所有具有某一炮检距的各道地震记录构成的数据集合，称为共炮检距道集记录；（4）共反射点道集记录：来自地下同一反射点

52、的所有地震数据构成的数据集合，称为共反射点道集；13、什么是时距曲线？什么是视速度和真速度？简述视速度定理。答：时距曲线：地震波旅行时间与接收点坐标之间的关系曲线，即 t 与 x之间的关系曲线（强调的是接收点的坐标）。真速度：波沿射线方向传播的速度，也称射线速度。视速度：地震勘探中，一般是在地面或海面观测波的传播，观测方向往往和波射线方向不一致，这时沿观测方向测得的波速度称为视速度。视速度定理： （e表示射线方向与测线（观测）方向的夹角）；其中波沿射线方向AB传播的 速度为 V ，沿BC方向观测，为入射角（1）当e=0时，V=V；（2）当0eV；视速度大于真速度；（3）当e=90时，V，即如果

53、沿波前面观测波的传播速度，此时波前面上各点的波动同时到达，没有时间差，就好像有一波动以无穷大的视速度传播一样14、什么是直达波？共炮集记录中直达波时距曲线具有什么特点？答：直达波是从震源出发不经过反射、折射而直接到达地面各接收点的地震波。其时距曲线是一条直线，斜率为1/V15、简述单一水平界面、单一倾斜界面、多层水平界面的共炮集反射波时距曲线特征。答：单一水平界面：a.双曲线，对称于t轴，曲线顶点坐标（2h0/v,0）。渐近线斜率为m=1/V。b.当接收点远离震源时，即x很大的时候，反射波时距曲线与直达波时距曲线重合，就是说直达波的时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。c.对于某一反射界面的一条曲

54、线来说，随着炮检距x的增大，减小，斜率变大，曲线越来越弯曲；当x足够大时，曲线趋近于渐近线；相反，当波近法线入射时，曲线变得平缓。d.对于埋藏深度不同的反射界面的两条时距曲线来说，深的斜率变小，曲线变缓，则深层时距曲线比浅层平缓。多层水平界面：在多个水平反射界面情况下为一簇时距曲线，它们是一簇以激发点O为对称的双曲线。单一倾斜界面：a.双曲线；b.曲线以过虚震源的纵轴为对称，极小点坐标是相对激发点偏向界面上倾一侧，在极小点上，反射波返回地面所需时间最短；极小点坐标为：xM=2hsin，tM=2hcos/V；c.反射波返回震源的回声旅行时t0的坐标为：X=0,t0=2h/V;其数值与界面的法向深

55、度有关。16、什么是t0时间？什么是均方根速度、射线速度和平均速度？答：t0时间：表示波沿界面法线传播的双程旅行时间，也叫自激自收时间。 均方根速度：把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线时，求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。它是用各分层的层速度加权再取均方根值得到的。射线速度：在n层水平多层介质模型中，每一条射线的传播速度是不一致的，定义波沿射线传播的速度为射线速度Vr平均速度：地震波垂直穿过地层的总厚度与单程传播所需总时间之比;此外，在水平层状介质中，若把地震波当作直线传播的话，那么沿任意直线传播的速度在数值上也为平均速度。17、简述绕射波时距曲线与反射波时距曲线的关

56、系。答：绕射波：在实际地层介质中的断层棱角处，地层尖灭点以及不整合接触面上的起伏点等物性突变的地方，入射波传播到这些突变点处时会发生反射，这些突变点类似一个新的震源，产生振动并向周围介质传播，形成的波动称为绕射波。绕射波的时距曲线为双曲线，极小点在绕射点的正上方；激发点位置沿测线移动时，绕射波时距曲线的形状和极小点横坐标位置不变，只是传播时间数值大小发生变化，即不同炮点激发得到的绕射波时距曲线相互平行。二者关系：（1）当X=2d时，绕射波和反射波有相同的传播路径，两波时距曲线相切，在切点处两波斜率相同。（2）当X2d时， ，绕射波时距曲线总在反射波时距曲线上方。18、简述多次波时距曲线与一次反

57、射波时距曲线的关系。答：当地下存在强波阻抗界面（如低速带底界面、海水/海底分界面、不整合面和基岩面等）时，往往产生多次反射，形成多次反射波。这时多次反射波与一次反射波并存，形成一次反射波的假象或相互干涉，它是地震勘探中的一种干扰波。相同点：均为层状介质模型中反射波，符合斯奈尔定律；不同点：多次波总是与一次反射波并存，一次反射波是地震勘探方法中的有效波，多次波被视为干扰波；多次波：（1）是一个双曲线方程，即多次波的传播符合双曲线规律。（2）双曲线极小点偏向倾斜界面的上倾方向；（3）双曲线的t0时间与倾斜界面的法向深度和波速有关； 关系：（1）多次波与一次波的t0时间成倍数关系；（2）时距曲线极小

58、点位置不同；（3）相同t0时间的多次波时距曲线较一次波时距曲线陡19、同一界面反射波、折射波以及直达波时距曲线之间的关系。答：折射波时距曲线：时距曲线是一条直线，斜率为1/V2；将时距曲线延长与时间轴相交，截距为t0，称作交叉时；其数值与折射界面的法向深度有关；三者关系：（1）在S1点处接收到的反射波和折射波的传播路径相同，二者的时距曲线在D点相切，D点是折射波的时距曲线的起点，D点以前，反射波先到达，无折射波；D点以外，折射波先于反射波到达。（2）直达波于折射波时距曲线在W点相交叉，W点以内直达波先到达，W点外，折射波先到达；20、地震资料处理的三个基本阶段按照处理顺序依次是什么？答：常规地

59、震资料处理主要有三个基本阶段，按照通常的应用顺序即反褶积、叠加和偏移。21、面波和声波具有什么特点？如何在地震记录中区分它们？答：干扰波分为震源干扰波和外界干扰波。其中震源干扰波分为声波和面波。声波：空气中传播的弹性波；在坑中、浅水池中、河中和干井中爆炸，会出现强烈声波。特点：速度340米秒左右）比较稳定，频率较高，延续时间较短，呈窄带出现。在山区工作时，有时还会碰到多次声波的干扰。面波（导波）：是在水层或低速近表层中沿水平方向传播的一种波；特点：频率低、速度低；具有频散特点：每一个频率成分以不同的相速度传播的，当一种导波从导波束中分离出来并以更低的速度传播，这样就会与反射同相轴重迭。面波随着

60、传播距离的增大，振动延续时间也越长，形成“扫帚状”，即发生频散。形成“扫帚状”的面波通常称之为地滚波；随着水深和海底情况的变化，沿着地震测线，导波频散的特性可能变化。水越浅，海底越软，导波的频散性越强。22、什么是反褶积？反褶积的作用是什么？答:一个滤波器的滤波过程在时间域的输出是输入信号与滤波器滤波因子的褶积。反褶积处理是褶积处理的反过程。时间域的褶积处理就相当于一个滤波过程，而反褶积则相当于时间域的一个反滤波过程。反褶积是地震数据处理中的一个基本的处理环节，其基本作用是压缩地震记录中的地震子波，同时可以压制鸣震和多次波，因而可明显提高地震的纵向分辨率。23、什么是动校正？为什么将这种校正称