《应用地球物理学》主要知识点.pdf

一、名词正演（问题）：已知地质体求其引起的异常。（给定地球物理模型，通过数值计算或物理模拟，得出相应的地球物理场）反演（问题）：已知异常反推地质体的形状和产状。（已知异常的分布特征和变化规律，求场源的赋存状态（如产状、形状和剩余密度等）重力勘探：重力勘探是观测地球表面重力场的变化，借以查明地质体构造和矿产分布的物探方法。零长弹簧零点漂移：在相对重力测量中，由于重力仪灵敏系统的弹性疲劳、温度补偿不完全等因素，仪器读数的零点值随时间而不断变化。重力场强度：单位质量的物体在场中某一点所受的重力作用。大地水准面：以平静海平面的趋势延伸到各大陆之下所构成的封闭曲面，作为地球的基本形状。重力异常：由地下岩矿石密度分布不均匀所引起的重力变化，或地质体与围岩密度的差异引起的重力变化。自由空间重力异常：对实测重力值只做正常场与高度校正。布格重力异常：观测重力差值经过正常场校正、地形校正和布格校正之后得到异常称为布格重力异常。均衡重力异常：布格重力异常再进行均衡校正。重力梯级带：重力异常等值线分布密集，异常值向某个方向单调上升或下降。三度体：x,z,y,三个方向都有限的物体。二度体：地质体沿走向方向无限延伸。特征点法：根据异常曲线上的一些点或特征点（如极大值点、零值点、拐点）的异常值及相应的坐标求取场源体的几何或物性参数磁法勘探：利用地壳内各种岩矿石间的磁性差异所引起的磁异常来寻找有用矿产或查明地下地质构造的一种地球物理勘探方法磁异常：通常把研究对象引起的磁场部分叫做磁异常，而周围环境和围岩引起的磁场同归为正常场。磁场强度：单位正磁荷在磁场中所受的力。磁感应强度：磁感应强度为场源在观测点的磁场强度与磁化物体所形成的附加磁场强度的和。磁化率：在一定磁场强度和一定温度范围内，M=T外，磁化率为由物质本身性质所决定的参数，表示物质被磁化的难易程度。值越大，越易磁化，无量纲。磁化强度：单位体积内分子电流磁矩矢量和，表现在外磁场中物质可被磁化的强度。地磁异常：磁滞回线：磁化强度与磁场呈非线性关系剩余磁化强度：在历史地磁场中获得的磁化强度 Mr热剩余磁性：岩石在冷却的过程中，受当时恒定地的磁场作用，磁化所获得的剩磁。特点：（1）强度大与地磁场强度成正比，方向一致，用于研究成岩时的地磁场方向（2）稳定：剩磁随时间衰减慢有效地磁场有效磁化强度电法勘探电阻率法电场强度电流密度视电阻率二、知识要点1 大地水准面的三级近似。正球体，旋转椭球体，梨形球面2 重力（重力加速度）在空间上变化的原因。重力（重力加速度）在空间上变化的原因。地球形状的影响地球的自转地壳密度分布的不均匀性3 重力异常的概念、计算公式及重力异常的物理意义。重力异常的概念、计算公式及重力异常的物理意义。定义：由地下岩矿石密度分布不均匀所引起的重力变化，或地质体与围岩密度的差异引起的重力变化。计算：将实测重力值减去该点正常重力值，其差值称为重力异常g=g-gg为测点上实测重力值，g为该点上的正常重力值意义：剩余质量所产生的引力在铅垂方向的分量4 弹簧重力仪的零点漂移及其消除。弹簧重力仪的零点漂移及其消除。零点漂移：在相对重力测量中，由于重力仪灵敏系统的弹性疲劳、温度补偿不完全等因素，仪器读数的零点值随时间而不断变化。校正：仪器每次从基点出发，观测一段时间之后，需回到原基点（另一基点或总基点）上观测一次，测出零点漂移量；在较短的时间内，可认为零点漂移是随时间线性变化的5 重力测量值的主要改正项及其计算方法。重力测量值的主要改正项及其计算方法。正常场（纬度）校正：消除测点与基点间纬度差异导致的重力变化地形校正：消除测点附近地形起伏对重力观测结果数据的影响中间层校正：消除测点基准面与基点基准面之间水平中间层的重力影响高度校正：消除测点相对于基点的高程差而造成的重力数值变化6 布格异常、均衡异常和自由空间异常的概念、计算方法、区别及应用领域。布格重力异常：观测重力差值经过正常场校正、地形校正和布格校正之后得到异常称为布格重力异常。均衡重力异常：布格重力异常再进行均衡校正。自由空间重力异常：对实测重力值只做正常场与高度校正。7 密度均匀球体的重力异常。密度均匀球体的重力异常。8 密度均匀水平圆柱体的重力异常。密度均匀水平圆柱体的重力异常。9 重力异常定量解释（反演）的主要方法及其特点。重力异常定量解释（反演）的主要方法及其特点。直接法定义：直接利用由反演目标引起的局部异常，通过某种积分运算和函数关系，求得与异常分布有关地质体的某些参量特点：该方法较少受解释人员主观因素的影响。只是一种地质体参量的粗略估计，解决问题的范围很有限 特征点法定义：根据异常曲线上的一些点或特征点（如极大值点、零值点、拐点）的异常值及相应的坐标求取场源体的几何或物性参数局限性：仅适用于剩余密度为常数的几何形体。选择法原理：（简答：通过迭代计算的办法，得到最终的反演目标）（1）根据异常分布和变化特征，结合地质和其它地球物理和物性等资料，给出初始地质体模型。（2）进行正演计算，将理论异常与实测异常对比。（3）若两者偏差较大，对模型进行修改，重算其理论异常，再次进行对比。（4）如此反复进行，直至两种异常的偏差达到事前要求的误差范围为止，则这最后的理论模型可作为所求。选择法的特点：异常可以是整条剖面或整个测区的数据，受个别点误差的影响较小，抗干扰的能力较强所求的地质体可以是一个或几个复杂的不规则几何形体，密度分界面，或者密度的分布需要重复而复杂的正演计算，可编制相应程序由计算机来自动完成解释复杂重力资料时，能够考虑研究区已知的地质构造资料，在反演过程中利用这些资料，控制或约束计算结果，使得到的地质模型更接近实际的地质体人机交互式反演方法原理：根据实测异常的分布和变化特征，结合地质和其它地球物理方法以及物性资料，提出初始地质体模型进行正演计算，评价误差（根据具体原则）修改模型，再计算、评价误差；修改模型时以两种方式互为补充：经验交互、最优化自动反演反复进行，直至误差达到允许标准。特点：不对个别异常进行圆滑利用整条曲线和面积数据，受个别点影响小抗干扰能力强借助于计算机实现交互，能充分发挥解释人员丰富的经验修改模型10 基于基于密度均匀密度均匀球体异常曲线的反演分析。球体异常曲线的反演分析。1111 重力反演多解性产生的原因、特点及其限制方法。重力反演多解性产生的原因、特点及其限制方法。多解性特点：处在不同深度、具有不同起伏的界面，还包括在这些界面之间的许多界面，都能够引起在测量精度范围内的相同的重力异常。引起多解性的原因：场的等效性观测数据离散、有限实测的异常包含一定的误差数据整理带来的误差限制多解性的方法：（1）除了应用重力资料外，还引用工区内的地质、钻井、物性和其它地球物理资料等，尽可能地增加已知条件和约束条件，则反问题的解答数目就会大大减少，甚至可以得到单一的解 如球体反问题的求解，如果已知剩余密度值，则它的半径和顶部埋深也就唯一地被确定了（2）提高仪器的测量精度（3）改进各项校正的计算方法，使得能够更加精确地得到重力异常的分布12 决定重力异常的主要地质因素。决定重力异常的主要地质因素。地壳厚度的变化结晶基岩内部成分、构造和基底顶面的起伏沉积岩的成分和构造金属矿及其它矿产的赋存1313 断层构造在重力异常平面等值线图上的特征。断层构造在重力异常平面等值线图上的特征。14 重力梯级带的基本特征、对应的几何形体及可能反映的地质因素。重力梯级带的基本特征、对应的几何形体及可能反映的地质因素。基本特征：重力异常等值线分布密集，异常值向某个方向单调上升或下降对应的规则几何形体：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拗曲构造1515 中国布格重力异常的基本特征。中国布格重力异常的基本特征。P6016 艾里地壳均衡假说。艾里地壳均衡假说。（1）假定地球最上部的地壳是一个低密度的“壳”，上覆于一个高密度的底层，这个“壳”及底层具有均匀的密度，并假定比较硬的“壳”或岩石圈漂浮在流体底层(即软流圈)上面.(2)低密度壳的底部同于坚硬的岩石圈与软弱的软流圈之间的边界。由低密度壳的厚度变化实现这一补偿，即山脉下伏了较厚的地壳(山根)，而海洋下伏了较薄的地壳(反山根)。忽略了地球曲率情况下的均衡条件为:=/()r 为山根的深度，H 是地形的高程，是“壳”的密度，是地层的密度17.偶极子的位和磁场强度。偶极子的位和磁场强度。正负磁极总是成对出现，不可分割，因而将其视为整体，称为磁偶极子磁位磁位：磁偶极子在 P 点的磁位应为两个点磁极的磁位之和磁场强度磁场强度：磁偶极子在 P 点的磁位为两点磁极的磁位和 当测量点P在磁偶极子磁轴的延长线上（高斯第一位置）时，磁场强度T的大小为 当测量点P在磁偶极子磁轴的中垂线上（高斯第二位置）时，磁场强度T的大小为 18.18.地磁要素的组成，并绘出其示意图。地磁要素的组成，并绘出其示意图。建立一个空间直角坐标系统：设以观测点（O）为坐标原点，x轴正向指地理北，y轴正向指东，z轴正向垂直向下 地磁场 T 分解为：北向分量为 X；东向分量为 Y；垂直分量为 Z T在xoy面内的投影为水平分量H，H的方向即磁北方向H与x的夹角为磁偏角D，即磁北与地理北的夹角，东偏为正T与H的夹角为磁倾角I，下倾为正X、Y、Z，H、D、I，T 统称为地磁要素 X、Y、Z 对应于直角坐标系 T、D、I 对应于球坐标系 H、D、Z 对应于柱坐标系 完整描述只需要其中的一组 19.基于均匀磁化球体（位于球心的磁偶极子）的地磁场分析。基于均匀磁化球体（位于球心的磁偶极子）的地磁场分析。假设地球是均匀磁化球体，磁化轴与地球旋转轴一致。因其与位于球心的磁偶极子具有相同的磁位和磁矩，则球面上 P 点的磁位为 根据场和位的关系，地磁场沿 R 方向的分量 Z、垂直 R（即沿水平）方向的分量 H，以及总强度 T 将分别为两极处磁场强度等于赤道磁场强度的两倍，其与地磁图中所显示的大致符合，只是地磁轴与地球旋转轴实际上成 1130的夹角20.地磁场的组成分析。地磁场的组成分析。地磁场的观测值地磁场的观测值T T=稳定磁场稳定磁场TsTs（来源于固体地球内部）（来源于固体地球内部）+变化磁场变化磁场TT（起因于地球外部）（起因于地球外部）=+起因于地球内部的稳定磁场，起源于地球外部的稳定磁场=+内源场，变化磁场的外源场=0+0为中心偶极子磁场，非偶极子磁场，也称为大陆磁场或世界异常，地壳磁场，又称为异常场或磁异常，分为局部异常()，区域磁场()变化磁场=长期变化+短期变化 长期变化：特征1为地磁极的西向漂移，特征2是不同年代计算出地球磁矩的衰减变化；短期变化分为平静变化（连续出现的周期性变化）和干扰变化（偶然发生并经历一定时间就消失了的短暂而复杂的变化）21.铁磁性物质的磁化率特征。铁磁性物质的磁化率特征。磁化率与温度的关系 当温度升高时铁磁性物质磁化率逐渐增加，临近居里点时达到极大值；然后急剧下降，趋于零 居里点为铁磁性物质的磁化强度陡然降低、物质由铁磁性转为顺磁性的温度 22.影响岩矿石磁性的主要因素及岩矿石磁性的一般规律。影响岩矿石磁性的主要因素及岩矿石磁性的一般规律。铁磁性矿物含量含量越高，岩石磁性越强，但并不呈简单的线性关系 铁磁性矿物颗粒大小及结构当铁磁性矿物含量一定时，颗粒越大，磁性越强当磁性矿物颗粒大小、含量都相同时，颗粒相互呈胶结状者比颗粒呈分散状者磁性强 岩石磁性与温度、压力的关系深度增大，地温升高，压力增大，磁性减弱应力作用使岩石沿应力方向磁性减小，如断裂、破碎带上磁性减弱；变质、蚀变作用往往使岩石磁性增强岩石剩余磁化强度与压力关系明显，当压力为 100MPa 时，剩磁可减小 25%随着深度增加，地壳内岩石的温度升高，岩石圈静压力增大，二者对岩石的磁性有很大影响，因此，在研究地壳深部岩石磁性时，需要考虑温度和压力的影响23.火成岩、沉积岩及变质岩的磁性特征。火成岩、沉积岩及变质岩的磁性特征。火山岩磁异常共同的特点是异常呈跳跃变化，尖锐而且梯度大，相邻测线难以对比；另一个特点是异常强度随高度的增加而迅速衰减。侵入岩异常峰值可能很大，但形态比较圆滑；异常形态与埋深之间有明显的依赖关系，埋藏较浅时常表现为多个孤峰，埋藏较深时只显示异常不规则的背景。沉积岩的磁场特征一般是异常值微弱，形态平缓、光滑、梯度小，沉积厚度较大时呈现为平静的负异常区；沉积岩的磁化率小，而且磁性矿物在缓慢的沉积过程中分布较为均匀，无方向性。变质岩的磁场异常强弱与变质母岩的磁性和变质类型有关；一般正变质岩的磁性较强，负变质岩的磁性则相对弱得多。24,剩余磁性的主要类型及其成因。剩余磁性的主要类型及其成因。热剩余磁性 岩石在冷却的过程中，受当时恒定地的磁场作用，磁化所获得的剩磁。碎屑剩余磁性 沉积岩中含有从母岩风化剥蚀带来的许多碎屑颗粒，其中磁性颗粒（磁铁矿等）在水中沉积时，受当时的地磁场作用，使其沿地磁场方向定向排列，或者是这些磁性颗粒在沉积物的含水孔隙中转向地磁场方向 沉积物固结成岩后，按其碎屑的磁化方向保存下来的磁性，称碎屑剩余磁性（沉积剩余磁性）化学剩余磁性 在一定磁场中，某些磁性物质在低于居里温度的条件下，经过相变过程（重结晶）化学过程（氧化还原）所获得的剩磁，称化学剩余磁性（简称化学剩磁）粘滞剩余磁性 岩石形成后，长期处在地球磁场作用下，随着时间的推移，其中原来定向排列的磁畴逐渐地弛豫到作用磁场的方向，所形成的剩磁称粘滞剩余磁性 等温剩余磁性 在常温没有加热情况下，岩石因受外部磁场的作用（比如闪电作用），使近地表岩矿石磁性发生大小和方向的改变而获得 25.球形磁性体的磁场分析。球形磁性体的磁场分析。球体的引力位：磁异常与分量异常 磁场特征分析 垂直磁化时，I=900 水平磁化时，I=00，则 26.影响岩、矿石电阻率大小的主要因素。影响岩、矿石电阻率大小的主要因素。a.导电矿物含量 b.岩、矿石的结构、构造、孔隙度 c.岩矿石的含水量 及含水矿化度 d.温度、压力 27.27.欧姆定律微分形式的推导。欧姆定律微分形式的推导。28.均匀介质中异性点电源的稳定电流场分析。均匀介质中异性点电源的稳定电流场分析。在均匀各向同性半空间介质内，j、E、u与I成正比 u与r成反比，E、j与2成反比，所以E、j随r衰减比u快 u、E与成正比，j与无关 29.均匀各向同性介质电阻率的测定。均匀各向同性介质电阻率的测定。30.视电阻率与地电断面性质的关系。视电阻率与地电断面性质的关系。视电阻率的微分公式 某点的视电阻率和测量电极所在介质的真电阻率成正比，其比例系数就是测量电极间实际电流密度与假设地下为均匀介质时正常场电流密度之比 jMN包含了在电场分布范围内各种电性地质体的综合影响。当地下半空间有低阻不均匀体存在时，由于正常电流线被低阻体所吸引，使地表MN处的实际电流密度减少，所以 jMNj0,sMN，这样，通过在地表观测视电阻率的变化，便可揭示地下电性不均匀地质体的存在和分布 31.电阻率剖面法与电阻率测深法。电阻率剖面法与电阻率测深法。