地球物理复习

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1、地磁学1.地磁场：地球周围存在的磁场。2.地磁场有两个磁极：其 S 极位于地理北极附近，N 级位于地理南极附近，但不重合，磁轴与地球自转轴的夹角约为 11.5。长期观测证实，地磁极围绕地理极附近进行着缓慢的迁移。3.磁场强度：表征地球磁场性质的物理量，是指单位正磁极在磁量为 m 的点磁极在周围磁场中所受的力。 0BHur4.磁力线：一系列反映磁场强度的连续曲线，在磁体周围从正磁极出发回到负磁极。磁力线上任一点的切线方向就是该点的磁场强度方向。5.地磁场为矢量场，在任意点，地磁场具有大小和方向，他们都是可测量的。6.描述地磁场和方向的物理量，称作地磁要素。地磁三要素包括磁倾角、磁偏角、总磁场强度

2、。7.磁偏角 ：地磁场方向在水平面上的投影与正北方向的夹角D8.磁倾角：地磁场方向与其在水平面上的投影线所在的方向的夹角。9.总磁场强度等于各方向上磁场分量的矢量和。磁位 ：把单位强度的磁极从参考点（通常是无穷远）移至所考虑的一点时为反抗磁场而必须做的U功。地磁场是空间和时间的函数，需要实际测量。磁矩：描述载流线圈或微观粒子磁性的物理量内源场和外源场：内源场是由外源场在地球内部感应出来的电流所产生的，外源场是磁偶极子：一个载有电流的圆形回路称为磁偶极子。其中 I 为回路电流，S 为回路面积矢量，方向由电流实际测量方式包括1.固定点上连续测量，即地磁台2.野外测点间断测量3.地磁要素随时间变化，

3、将不同时刻观测数据归算到某一特定日期（1 月 1 日）称作通化4.所有地磁要素的等值线图即为地磁图。5.等偏线从一点出发，汇聚于另一点的曲线簇，明显地汇聚于南北两磁极区，两条零偏线将全球分为正、负两个部分6.等倾线和纬度线大致平行，零倾线位于地理赤道附近，称为磁赤道，但不是一条直线；磁赤道向北倾角为正，向南为负7.水平强度 H 等值线大致是沿纬度线排列的曲线簇， 在磁赤道附近最大，随着纬度向两极增高，H 值逐渐减小并趋于零。8.垂直强度 Z 大致与等倾线分布相似，近乎与纬度线平行，在磁赤道上 Z=0，由此向两极其绝对值逐渐增大，在磁赤道上 Z=0，在磁赤道以被 Z0，磁赤道以南 Z0 表示磁针

4、东偏31.等倾线图是大致沿纬度图分布的一系列平行曲线，曲线分布均匀而规则。零等倾线称为磁赤道，由赤道向两极，倾角逐渐增加。32.磁化率：表示物质受到磁化的难易程度33.感应磁化强度：位于岩石圈中的地质体，受到现代地磁场磁化而具有的强度34.剩余磁化强度：岩矿在生成后，经过漫长的地质年代所保留下来的磁化强度35.物质的磁性：任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果 为物质磁化率 为磁化强度，MkHurMur为外部磁场。Hur36.太阳风：太阳抛射的大量高能带电粒子。37.分为抗磁性、顺磁性、铁磁性38.抗磁性：在外磁场作用下，物质得磁化率为负值，且数值很小39.顺磁性：受外磁场作用，其磁化率为不大的

5、正值，无外磁场作用时，这类物质中原子具有故有物质，当无外磁场作用时，热骚动使原子磁矩取向混乱40.铁磁性：在弱外磁场作用下，铁磁性物质即可达到磁化饱和，磁化率比顺磁性、抗磁性物质大很多41.磁畴：铁磁性物质内包含的很多自发磁化区域42.由于磁畴内原子间相互作用的不同，原子磁矩排列情况有别，铁磁性分为 1.铁磁性：磁畴内原子磁矩排列在同一方向；反铁磁性：磁畴内原子磁矩排列相反，故磁化率很小；3.亚铁磁性：磁畴内原子磁矩反向平行排列，磁矩互不相等，故仍有自发磁矩，有较大的磁化率和剩余磁化强度43.赤铁矿不仅有较强的磁化率，而且有较强的剩余磁性，其变化范围较大44.岩石的磁性：岩石的磁性与岩石中铁磁

6、性矿物的含量、多少、颗粒大小、分布情况密切相关45.沉积岩：磁性较弱。沉积岩的磁化率主要决定于副矿物的含量及成分46.火成岩：侵入岩的磁化率随着岩石的基性增强而增大；超基性磁性最强，基性、中性岩次之；花岗岩建造的侵入岩，磁化率不高；火成岩具有明显的天然剩磁。47.变质岩：其磁性与原来基质有关，也与生成条件有关。48.影响岩石磁性的主要因素包括 铁磁性矿物含量、磁性矿物的颗粒、大小、结构、温度、压力49.岩石剩余磁性包括：热剩余磁性、碎屑剩余磁性、化学剩余磁性、粘滞剩余磁性和等温剩余磁性。50.热剩余磁性，指的是在恒定磁场作用下，岩石从居里点以上温度逐渐冷却到居里点以下，在这个过程中磁化说获得的

7、剩磁。是指材料可以在铁磁体和顺磁体之间改变的温度，即铁磁体从铁磁相转变成顺磁相的相变温度。51.碎屑剩余磁性：沉积物固结成岩后，按其碎屑磁化方向保留下来的磁性，强度正比于定向排列的磁性颗粒数目，比较稳定，强度小52.化学剩余磁性：在一定磁场中，某些物质低于居里温度的条件下，经过相变和化学过程所获得的剩磁。剩磁强度正比于外磁场，比较稳定，强度小。53.粘滞剩余磁性：岩石生成之后，长期处于地磁场作用下，原来走向排列的磁畴弛豫到地磁场的方向之上形成的剩磁54.等温剩磁：在常温下，岩石受外部磁场作用所获得的剩磁55.原生剩磁：热剩磁、碎屑剩磁、化学剩磁 56.火成岩：热剩磁 沉积岩：碎屑剩磁和化学剩磁

8、 变质岩：三者均有57.次生剩磁：粘滞剩磁、等温剩磁58.磁异常解释的一般原则：以地质为依据，以岩石物性为基础，定性定量正演反演相结合，综合解释，循序渐进，不断修正59.定性解释指的是初步解释引起磁异常的地质原因，根据实测磁异常的特点，结合地质特征运用地磁体与磁场的对应规律，大体判定磁体形状、产状及分布。60.定量解释：通常在定性解释基础上进行，补充初步地质解译的结果61.磁异常在地学中的应用：划分不同岩性区和圈定岩体，推测褶皱、断裂和断层破碎带、圈定和划分成矿带、寻找固体矿产和石油天然气等。62.第三节：磁力测量与资料整理 磁力仪 磁力测量 地磁绝对测量通常的定 I、D、H 的三要素的绝对值

9、，磁法勘探则是测定 T（总磁场强度）的相对值。测量方式包括：固定点上连续测量和野外测点上间断测量，包括（地面磁测、航空磁测、海洋磁测）63.磁场校正包括正常场校正、高度校正、日变校正。高度校正指的是正常地磁场随高度增加而衰减，在山区进行磁测时，必须消除由于高度变化所造成的影响。高度改正从总基点高程起算。日变校正：消除地磁场静日变化和短周期扰动等对观测结果的影响。64.地磁学应用：划定不同岩性区和圈定岩体、推断断裂、破碎带及褶皱、圈定和划分成矿区等。65.特征点法：利用异常曲线某些特征点的坐标位置及它们之间的距离求磁性体位置和产状的方法。66.地磁学基本公式2tansincosiYDXZIHTY

10、ZIXHDY水 平 分 量水 平 分 量 20001sin49(1)MmlURUTijkxyzkMTourrrr67.沿着子午线方向的梯度和沿高度方向的梯度44tan22cos63in3cosHZtgxRRZMHRR68.岩石天然剩余磁场主要获得途径（必考）1.热 剩 磁 当岩浆温度降到其中所含铁磁矿物的居里点以下，这些矿物被当时当地的地磁场磁化。2.等温剩磁 处于能量最小状态的铁磁性物质，在外磁场的作用下，磁畴壁发生移动，自发磁化与外场同方向的磁畴将扩大，物体获得外磁场方向的宏观磁化，当外场够强时，磁畴壁越过了高能级的位垒，去掉外场后，畴壁不能复原，物体获得了剩余磁化。该过程获得的剩余磁性称

11、为等温剩磁。3.粘滞剩磁 是同时间相联系的等温剩磁，即把磁性物质放在磁场中，只要时间很长，即使磁场很弱，也会被外磁场慢慢磁化。4.沉积剩磁 由于组成岩石的磁性矿物在沉积过程中受到地磁作用儿定向排列所获得。5.化学剩磁 在成岩过程中由于氧化等化学反应，相变或结晶，增长等原因获得。地热学1.地球内部的热，主要来自放射性同位素的衰变过程。所放出的热量以各种形式传到地面，其中最明显的是火山和温泉。温度梯度：地球的温度随深度增加而增加的变化率2.地球内热主要以一种极缓慢的大范围的形式释放，这种形式称为地表热流。3.地表热流是反映地球内热的基本物理量。热扩散率：4.热导率 ：是衡量热量流过物质难易程度的尺

12、度。其物理意义是，沿热传导方向，单位厚度岩石K两侧温度差为 时，在单位时间内通过单位面积的热量。15.比热容 ： 岩石每增加 所需的热量称为岩石的比热容，其单位为 。Cg1K/()JgK6.热扩散率 一般根据岩石的热导率、比热容及密度的测试数据 计算而得 C7.由地面热流的定义，得 . 为, 为 为地温梯度。若知道一个地点的温度dQTqStZgdTZ梯度和岩石热导率，则可以算出该点的热流值。该式是根据热传导原理建立的，并不包括热辐射和热对流，因此所得热流为传导热流，并不是全部热流。 为大地热流密度。q8.温度梯度的测定： 一般用电子温度计（通常是热敏电阻）装置在一条电缆的探头上，下落到钻井内测

13、量温度，平均每加深 ，温度增加 。10m39.中央海岭、西太平洋海盆、阿尔卑斯、美洲的科迪耶拉属于高热流区；地盾、地台和老的海洋区，属于低热流区。越年轻、活动性越强的地区，热流值越高；越古老、越稳定的地区，热流值越低。10.海底的热流与海底年龄及海底至中央年龄的距离呈现很好的相关性。简单说来，高温炽热新洋底在中央海岭处产生后，随着向两侧的扩张，不断冷却下来。11.大地热流密度是指地表某地在单位面积上、单位时间内，以热传导方式由地球内部传输到地表，而后散发到太空中去的热量。大地热流密度在数值上等于地温梯度与岩石热导率的乘积，即,负号表示热流向上，由高温处流向低温处。/qKdTZ12.热传导（声子

14、传热）在常温情况下，岩石是一种电介质和半导体。它的传热机理不同于金属，不是通过自由电子的运动，而是通过晶格原子的热振动传输热能。晶格原子的热运动可以分解出有一定能量并且沿温度梯度方向传播的波，叫做声子。它是通过声子和晶体作用或声子相互作用来传递热能。与声子相对应的是声子热导率，表示为 , ,式中 为物质密度， 为平均K315024PVTpV纵波速度， 为压力， 为温度， 为常数。PT013.热导率 随压力 而增加，随温度 的增加而减小，从而造成它随深度的复杂变化。大约达到K处， 达到极小。150km14.热辐射（光子传热）温度增加到一定程度后，还要考虑其它传热机制。超过 后，在一定10Km的温

15、度范围内，很多硅酸盐矿物对于红外辐射是“透明的” ，即使在这种情况下，热能如同光线一样，以辐射形式传播出去。 .式中 是折射率， 是暗度，它在辐射强度的衰减公式（2316bnT）中是一个衰减常数，它随频率而异。 为斯蒂芬 玻尔兹曼常数，即xe。 在 以上开始增加，在 几乎和 相等。在地下大约-8245.6710W/(K)gb50 750 a深以后， 将超过 .mba15.热激发（激子传热） 在地幔中，物质的热还可能从激发的原子传输给尚未激发的原子。这是一种热辐射激发作用，由于辐射能量还不足以产生自由电子，但可以从已激发的原子传递给未激发的原子。这种激子称为“激子传热” ，热导率用 表示。 ,

16、是玻尔兹曼常数。在c0ekTcK处， 远远超过 。20-3Kcab和 abc16.地球内部热源包括：放射性热源、重力分异热、潮汐摩擦热、化学反应热等。17.地热场是地球的物理场之一，它表示地球内部各圈层中的温度分布状态。地球内部温度分布不仅与空间位置有关，而且还随时间变化有关。我们把地热温度场内某点的温度时随时间变化，称之为非稳定地热场，不随时间变化称为稳定地热场。18.生热率（热产率）：单位体积的物体（热源）在单位时间内产生的热量。岩石热产率指的是岩石体积内放射性元素衰变所释放的热量。研究表明，热产率可以通过地球丰度较高且衰变半周期与地球年龄相当的放射性同位素含量确定，如 等，因为它们具有足够大的热产率，并且半235823U,Th衰期与地球年龄相当。许多学者通过研究提出了岩石中 的含量与热产率 的关系：（ 的,KA单位为 ）3/mW-510(9.6.58)UThACC地球化学研究表