地球物理复习点睛

同济大学课程

《地球物理学》

2013年教学要点一、 物理的地球与地球的物理地球的物理演变不以人的意志为转移，人类生存、人类社会的发展又与地球的物理演变息息相关；地球物理场的产生和观测；可能的问题：1）地球的物理演变包括那些方面，结合实例说明这种演变可能造成的结果及对人类生存、人类社会发展的影响；（物质垂向和水平方向的运移，温度场的变化）2）岩石的物性包括那些方面，地表附近常见岩石物性的变化范围；密度速度磁性（磁化率，磁化强度，剩磁）电性（电阻率，介电参数，极化率）热导率3）固体地球物理学的研究特点（？）与学科联系紧密的广泛综合领域，目的是深化研究地球本体。四维性全球性间接特点一元多场观测的精确性海量数据特点相对性观测与模拟地球介质的各向异性地球物理的数学与物理变化的地球物理（地球物理场随时间的变化）4）地球物理学，固体地球物理学。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。地球科学领域里，地球物理学通常就指固体地球物理学。地球物理分为固体地球物理学与空间地球物理学。5）固体地球物理学的分类。按研究内容分为：第一类，主体是研究大中尺度和深化对地球本体认识的理论和方法，称为普通地球物理学；第二类，主体是研究小尺度或极小尺度地质体为对象的应用科学，也称为勘探地球物理学。6）地球物理学在地学研究中的作用板块构造理论的提出。7）地球物理学在国民经济建设中的作用资源的勘探与开发环境的监测与保护灾害的预测与防治8）地球物理学的主要研究内容地球物理学是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（揭示地球本身的结构、探索地球的演化过程、总结地球形成演化过程中的基本规律），服务于资源探查、环境保护、灾害防治（国民经济建设）的现代应用物理学。还有地球自身及其与之有相互作用的太阳、太阳系的行星引发的物理现象。二、 地球的物理观测和推理地球的物理场是时空变化，这种时空变化是有原因的，认识地球物理场和场源的关系；地球物理场观测受到各种干扰，是多源的，观测是有条件的；建立地球物理场观测精度，干扰和有用信号的概念，掌握克服干扰突出有用信号的技能。加深了解地球物理场的产生和如何对其进行观测。可能的问题：1、结合实例说明地球物理学是探索地球内部的高科技2、2、地球物理场和场源的关系，模型和模拟，正演与反演？3、结合实例说明对地球进行“透视”的手段和条件4、中国的地球物理场特征5、不同大陆边缘的地球物理场特征18）大陆边缘有几种类型？那些与板块边界有关？它们的地球物理场特征有何异同？1、主动型（1）西太平洋大陆边缘洋壳俯冲于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（2）东太平洋大陆边缘洋壳俯冲于陆壳之下主动大陆边缘大陆与海洋之间没有火山岛弧带-海沟俯冲带有地震，向东直接是隆起的安第斯山系。2、被动型大西洋大陆边缘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、地震地球物理场的异同（选重力场、磁场、电阻率等一方面回答）例如：主动型大陆边缘重力异常变化幅度较大，不均匀。被动型大陆边缘重力异常变化平缓，比较均匀（此题第一、二问来自于地质的ppt）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、地震太平洋型大陆边缘是洋壳俯冲与陆壳之下，且有火山岛弧、地震分布，处于汇聚型板块边界处。6、一致性的概念和重要性。如何测定仪器及各部件的一致性？7、如何利用地球物理手段来确定板块边界？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：在海沟处一侧的大洋岩石圈俯冲于另一侧的岩石圈之下，两侧岩石圈为相向运动，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，其两侧的岩石圈相对平移运动，既无新岩石圈形成，也无老岩石圈消减，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。a、 海沟一岛弧地区（包括太平洋地震带和中美洲地震带的大部分）地震；b、 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。c、 大陆内部的地震（板内地震）。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。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：a、 地震波速的突变面、震源分布的空间规律b、 导电性质突变的面c、 重力异常的梯度带d、 磁异常条带I-等等8、地壳与地幔的地球物理特征有哪些差异？波速，密度，磁性，导电性，产热率9、地球内部纵向上可分成那几个层？依据是什么？地球内部有那些圈层和重要界面，各有哪些特点?地球内部可分成那几个主要区域？地壳、地幔、外核、内核。三、 动荡大地与震波妙曲可能的问题：1）何为地震波？震源，震源深度，震中，对震中，震中距离，地震波，地震射线，贝尼奥夫带。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对震中：与震中相对的地球直径的另一端震中距离：在地面上，从震中到观测点的距离，用字母表示，也可用此距离对地心所长的角距离e表示地震波：发生于震源并在地球介质中传播的弹性波地震射线：地震波波阵面的法线方向的联线贝尼奥夫带：沿太平洋边缘存在的地震带2） 纵波，横波，面波，同类波，转换波，Snell定律纵波：当弹性介质中（如岩层）某一部分受到外力作用发生体积形变时由于体变和法向弹力的相互作用，使质点成层的发生振动，这种振动表现为各质点层面间的膨胀与压缩，并使这种振动沿着整个弹性介质传播出去，形成膨胀与压缩互相交替着的纵波，质点的振动方向与波的传播方向—致，这是纵波的特点。横波：当弹性介质中某一部分受到外力作用发生切变时，由于切变和切向弹力的互相作用，使质点成层的发生振动，这种振动表现为各质点层面间来回的滑动，并使这种振动沿整个弹性介质传播出去。横波的特点是质点的振动方向和波传播的方向垂直，而且只在弹性固体中传播。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同类波：同入射纵波类型相同的反射纵波P11和透射纵波P12称之为同类波转换波：与入射纵波类型不同的反射横波和透射横波称为转换波Snell定律：竺=竺,i1为入射角，i2为折射角，v为对应地层的vv12波度3） 地面振动的影响因素和影响地震波传播速度的因素各有哪些？这些影响因素对探测地下结构有何用途？4） 反射波，折射波，首波，滑行波，直达波，波阻抗，盲区，近震，远震反射波：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的波速的弹性分界面,而且入射角达到临界角（使透射角为90°）时,透过波将沿分界面滑行,又引起界面上部地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发出的,在临界点处首波：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波阻抗：密度和波速的乘积成为波阻抗。盲区：当i1viO时不出现首波，即震中附近为首波盲区近震：震中距小于1000km的地震远震：震中距大于1OOOkm的地震5） 刚体，弹性体和塑性体，均匀介质、层状介质和连续介质刚体：一个物体在外力作用下发生平移或转动，并且可沿着力的作用方向传递力的作用，称为刚体弹性体：当外力作用取消后，物体的应力、应变状态立刻消失，并恢复物体的原有形状，这类物体称为弹性体。塑性体：有些物体，当外力作用停止后，物体逐渐恢复其原有形状，或者不能完全恢复其原有形状，而保留一定的变形，称为塑性体，或不完全弹性体。均匀介质：均匀介质是指在空间每个点上速度值不随空间坐标而变层状介质：若其介质的性质表现为成层性,则称之为层状介质。连续介质：称波速是空间连续变化函数的介质为连续介质,它是层状介质的极限过程6） 真速度，视速度，走时曲线，相速度，群速度真速度：波沿射线传播的速度视速度：波沿地表传播的速度走时曲线：t为纵波（横波）的走时，△为震中距，称t-△曲线为走时曲线，其形状是双曲线。相速度：单色（一个频率w）简谐波在传播过程中，波的同相面（波阵面）的传播速度称为相速度群速度：用合成振动振幅的极大值传播的速度来表示其速度，是波的群速度7） 人工地震与天然地震有何异同？为了实现对地下的观测，人工地震相对天然地震，做了那些创新性的改进与提高。

a、 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b、 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。c、震源位移形式：天然地震多由板块位移时能量的短暂释放所造成，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。8） 为了通过人工地震实现对地下的探测,研究区必须具备哪些条件。9） 干扰、有用信号和信噪比的概念。震源激发后，在地表不同处观测到的地震波有哪些差异？在干扰条件相同情况下各处的信噪比是否一致。10）莫霍面，频散现象，共反射点，共深度点，动校正和静校正多次覆盖，剩余时差，叠加速度，观测系统，T0时间。莫霍面：1909年，南斯拉夫地震学家莫霍洛维契（A・Mohorovicic）在研究阿尔卑斯地区的近震时，发现在巴尔干地区地表以下数十公里处的P波速度由6・3km/s急剧增加到7.9km/s,称其为莫霍(Moho)界面。频散现象：相速度随频率而变化的现象。共反射点：界面上任一点A,它在地面的投影为M,以M点为中心分别在地面O1、02、O3・・・On点激发，在对应的Gl、G2、G3・・・Gn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:即共反射点。动校正：由于共反射点时距曲线是双曲线形式，它不能直接反映地下界面的形态，我们设想把双曲线形的时距曲线改造成反映地下界面形态的直观形式，以便于揭示地震剖面，这种方法成为动校正(课本p49)以水平界面为例，只有自激自收出的t代表发现深度h,如果把其他0观测点观测到的反射波旅行时间t减去正常时差t，只剩下与界面深n度有关的丫部分，这时每个观测点都好像是自激自收。0动校正示意图剩余时差:假设一次反射波的t0时间与某个多次反射波的t0时间相同，按一次反射波作动校正后，多次波的剩余时差

8td=Atd-At=TT8td=Atd-At=TT（A-A）0dqx2叠加速度：在一般情况下(包括水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等)，都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一个共同的式子来表示：12=12+X20V2a式中Va为叠加速度。对于不同的介质结构,Va就有具体的意义，例如对倾斜界面均匀介质Va就是V，对水平层状介质Va就是VR，等等。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。静校正：地表有一层土壤层为地震波低速带，对地震接收到的反射地震波信息有影响，将该低速层的影响消除即为静校正。(本人自己理解)多次覆盖：所谓几次覆盖是指对被追踪的界面观测的次数而言观测系统：观测系统——指地震波的激发点与接收点的相互位臵关系。T0时间：发震时刻即地震发生的时刻。用P(S)的到时减去P(S)的走时，则可得到发震时刻T0，T=T一t=T一t0PPSS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：平均速度定义为：“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:hV=£h/弋i=£tV/av iV iiii=lz=l.i=1 i=1i11）同相轴，速度谱，水平叠加剖面，偏移处理同相轴：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。12）天然地震可分成那几类？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；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%；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，陷落地震约占全球地震的3%B、 按震源深度分类浅源地震。震源深度小于60〜70km。大多数地震为浅源地震。释放大能量的浅源地震(M>6・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；中源地震。震源深度在60/70〜300km之间的地震；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)分类弱震：MV3;有感地震：3<M<4.5；中强震：4.5VMV6；强震：M>6；巨大地震：M>8。D、 按震中距分类地方震：震中距小于100km的地震；近震：震中距小于1000km的地震；（3）远震：震中距大于1000km的地震；13） 天然地震的分类方法？按成因分类、按震源深度分类、按震中距分类、按地震震级（强度）分类14） 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（H・Benioff）。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。、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。15)我国天然地震带的分布特征？我国主要的地震活动带如下：天山地震带；主要指南、北天山,阿尔泰山一带地区。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。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。华南地震带：主要指东南沿海及海南岛北部等地区。西藏察隅带：沿西藏高原周围及边境一带。台湾地震带：包括台湾及其东部海域。从地区属于环太平洋地震带,地震出现频繁且强度大。

19）产生地震波的条件，纵波，横波的传播条件？产生地震波必须具备1）.弹性介质；2）.要有开始震动的震源存在。纵波、横波的传播条件：纵波可以在固体、液体和气体中传播；而横波只能在固体物质中传播20）水平界面直达波、反射波、首波的时距曲线特征？UP(S)8Eh/km21/km两层地壳慎型的主匿震相vUP(S)8Eh/km21/km两层地壳慎型的主匿震相vp/(km6-1)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：反射波的路径为FOS,其走时为tll=（FO+OS）/v1,作OS的延长线OO',使OO'=FO，则其走时曲线为双曲线，在t轴上的截距为al=（2H1一h）/vl。发生反射的条件：pv—pv乂0。1122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。首波的射线是一条折线，它的波阵面为圆锥面。21） 影响岩石地层地震波波速的因素有哪些？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22） 真速度与视速度有何关系？v=丁sini,（v为真速度，匸为视速度，i为地震波入射角），视000000速度大于真速度。25）简述地震探测原理。地震探测技术，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26）人工反射地震的应用条件。从地表到地下深部存在很多波阻抗界面，即反射界面。反射界面上才会形成有效的反射波。27）如何获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s加），由v二R—h可得速度。m h（dr'do丿M2、H—W法已知波的走时关系t=t（9），即走时曲线上每点的斜率dt,：de=P（9）已知。射线方程r..VC）=P（9），其中r为参数P的射线最p p p低点至地心的距离。由r可求v（r）。pp

28）陆地与海洋地壳结构有何差异，莫霍面有哪些特点?地电学1、自然电场，大地电场，电性参数，电导率，视电阻率。自然电场：天然的地方性的稳定电场称为局部电场。大地电场：各种天然的全球性或区域性的变化电场（ppt第14讲P3）电性参数：电阻率、介电常数、导磁率、电化学活动性（课本P162）电导率：电阻率的倒数视电阻率：在自然条件下，介质（表土、岩层和矿体）大多是各向异性、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，称之为“视电阻率”用符号p表示。（课本P171）s视电阻率.对于均匀各向同性大地，可以用〔昶）式算出它的电阻率“对于非均匀和/■或各向异性大地，用（28）式算出它的电俎率值将随装置位置和/或苴方向而变，称之为相应于该位道和/或该方向的视电阻率，记作.(29).(ppt第14讲(ppt第14讲P23)2、电测深法，电剖面法，测深－剖面法，大地电磁测深法电测深法：常用装臵有三极电测深、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p值为纵坐标，绘制成改s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＜20°时，可定量求出各电性层的厚度及电阻率，了解某些标准层的埋藏深度及起伏情况（课本P171）电剖面法：保持电极间距和测量电极距保持不变，沿一定测线逐点推移进行视电阻率p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。电剖s面法按照不同的电极排列方式，可分为二极电剖面法、三极电剖面法、联合电剖面法、对称四极剖面法、偶极剖面法和中间梯度剖面法等多种类型（课本P179）测深-剖面法：进行测深剖面法最常用的装臵是偶极-偶极和单极-偶极。此法既可探测横向也可探测垂向电阻率变化，常用的显示观测数据的方法，通称拟断面图。（ppt第14讲P120）大地电磁测深法：利用天然的大地电磁场作场源，探测地下电性结构，研究地质构造的一种电磁测深方法。大地电磁场有较宽的频谱，场源频率为10-4-104Hz，利用的场源频率一般为10-3-104Hz（课本P181）3、 大地电场的分类和变化？大地电场的变化分为两大类：地电场的平静变化、地电场的干扰变化变化：地电日变化、高频地电变化、地电脉动地电湾扰、地电暴4、 形成自然电场的三种物理化学作用？1、 发生在电子导体（硫化矿体等）和溶液接触面上的氧化还原作用；2、 地下水的渗流和过滤作用；3、矿化溶液的离子在岩石交界面上的扩散和岩石骨架对离子的吸附作用。以上三种作用形成矿体的氧化还原电场、过滤电场和接触扩散电场。

5、电磁波穿透深度取决于那些因素?供电极距的大小电流的强弱岩石的导电性质（没有找到答案，难免疏漏）6、 岩石与矿物的电阻率特征及影响因素自然界中，各种不同成分的干岩石和矿物的电阻率只有很大的差异。从矿物的电阻率来看，硫化物、石墨及某些氧化物属于低电阻率，而大部分造岩矿物属于高电阻率，大多数金属矿物都属于半导体。从岩石的电阻率可以看出，火成岩的电阻率一般要大于沉积岩的电阻率，而在沉积岩中，石膏、石灰岩的电阻率很高，黏土和砂岩的电阻率值则较低。同时可以看出，同一类型的矿物或岩石的电阻率并不一定都是相同的，而有一个较大的变化范围，只是因为影响电阻率值的因素是多方面的。影响因素：岩石的矿物组成；矿物颗粒在岩石中的结构；岩石的孔隙度；湿度、温度；压力7、 水平电测深曲线的类型（两层和三层）二层曲线:有2种类型G型曲线，当p2>p1时 D型曲线，当p2vp1时AB/2

三层曲线：有4种类型：H型：p三层曲线：有4种类型：K型：P1<p2<p3A型:P1<P2>P3Q型:P1>P2>P38、 简述电法探测原理，应用条件，举例说明在国民经济建设中的应用。原理：电法探测是研究地层电学性质及电场、电磁场变化规律的学科。它是根据所研究地质对象的电性差异，通过仪器测量其电场的大小，进而研究电场的分布规律，透过覆盖层了解地下深处地质体的状况，从而获得地质结论。条件：由于要在在地下半空间中建立人工的电流场，研究由于地质对象的存在而产生的电场的变化，所以探测对象与周围介质之间的电阻率差异是前提条件。应用：地震预报研究，油气勘探中的应用，深部热场分布的研究，寻找地下水和热田，湖泊河流地下水的污染监测；地质填图等9、 地壳与地幔电导率的变化有什么规律?地壳和地幔的电导率纵向变化：地壳与上地幔可分为三大电性层，1、地表的沉积盖层，厚度为0〜20km,电阻率为0.2〜500 m。2、坚硬的岩石圈，包括地壳和上地幔上部，在电性上表现为高电阻率，达103Q.m以上。厚度在不同的构造单元差别很大,活动区较薄,稳定的地台区较厚。3、第三层为软流圈,表现为良导性。电阻率大致为几到几十Q.m。地壳和地幔的电导率横向变化：明显的横向不均匀性，不仅不同构造单元之间差别较大，同一大的构造单元之内电性分布差别也很大；壳内普遍地存在高导层，高导层成因不同，埋深变化范围大。地热学1、 热的传递有哪几种方式，在地球的热传递中各自的作用如何？热传导；热对流；热辐射热传导作用为主，现代火山区及高温地热区对流热流和辐射热流的作用很大2、 地球的热能源与能量耗损的特点？地球热能源：（一）外部热源：1.太阳辐射热；2.潮汐摩擦热；3.其他：宇宙射线，陨石坠落（二）内部热源：1.放射性衰变热；2.重力分异热；3.其他：地球转动热，外成生物作用热，地球残余热地球热损耗：1.大地热流向地表传递；2.火山热损耗；3.温泉、地热的热损耗；4.地震5、 你认为地球内部的热状态是什么样的，为什么？绝热状态，依据计算可知岩石的热扩散系数约为0・01cm2s，由此可以计算热从地心传输到地面的时间为1012年！地球如此之大，而扩散系数如此之小，因而地球的热传输十分缓慢，阻碍了地球内部热量的外流，所以地球内部处于绝热状态。6、 地热学中描述地球热状态的重要参数有哪些？1.温度：2.热量：热流量：表示单位时间内通过地球表面流出的热量热流密度：表示单位时间内通过地球表面单位面积流出的热量7、 如何测量海底大地热流值？地球表面大地热流值的分布特征？1975年，Chaqman和Pollack利用当时的热流密度数据借助于与热流密度值相关的地质构造和地质年代资料，对热流密度空白区进行内插，再用球谐分析方法进行计算获得了全球热流密度分布图。特征：1、大的海岭、西太平洋岸的边缘海、阿尔卑斯以及科迪勒拉山脉都是高热流区；大的地盾、地台以及最古老的海洋地区都是低热流区。2、 大陆地表热流和地质构造显现出依存关系。越年轻、越活跃的地区热流密度较高；越古老、越稳定的地区热流密度较低。3、 海底热流与海底年龄及与中央海岭的距离显示出良好的相关性。年轻的、离洋中脊近的洋壳热流密度相对较高；年老的、离洋中脊远的洋壳热流密度相对较低。4、 温度对于岩石电导率的影响较大，温度增加，电导率随之增大，因此地面热流分布可能和地下电导率的横向不均匀有某种连系。5、 大陆与海底热流的平均值几乎相等。8、 探测地热资源的方法有哪些？地质调查、地球物理、地球化学工作地质调查：研究地热田的地层、构造、岩浆（火出）活动及地热显示等特点，以阐明控制地热田的地质条件地球物理：查明地热田内的地温及地温梯度的空间变化，圈定地热异常范围、计算热流密度，推算热储温度，并对地热异常的成因、热储结构特征、控热构造及可能存在的热源做出合理的分析推断。

热储分布面积、岩性与厚度变化、埋深及边界条件，查明热储结构、各热储间的关系及热储内的渗透性能、地热流体的温度、压力、产量及其变化规律，测定热储的孔隙率、渗透系数、传导系数、给水度（弹性释水系数）和压缩系数地球化学工作：测定地热流体的化学成分、同位素组成、有用组分以及有害成分等。9、 地球内部温度分布特征？地表地热资源的分布特点及影响因素。地球内部：地表太阳辐射影响的范围是变温层。变温层之下是恒温层，其稳定温度是地的平均温度。恒温层之下是内热层，内热层中温度随深度而增加，其温度分布由地球内部热过程所决定。目前还没有通过地表测量确定地下温度分布状态的直接方法。（大致分布如右图所示）。地表热场的分