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。 0BH4.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。7
2、.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，将不
3、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 表示磁针东偏
4、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，MkHM为外部磁场。H36.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，其磁化率为不大的正值，无外磁场作
5、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性矿物的含量、多
6、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剩磁。是指材料可
7、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 变质岩：三者均
8、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，磁法勘探则是测
9、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2tansincosiYDXZIHTYZIXHDY水
10、平 分 量水 平 分 量 20001sin49(1)MmlURUTijkxyzkMT67.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为等温剩磁。3.粘滞剩磁 是
11、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度。其物理意义是，沿热传导方
12、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/()JgK;6.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dQTqStZ;dTZ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，下落到钻井内测量温度，平均每加深 ，温度
13、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（声子传热）在常温情况下，岩石是
14、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的温度范围内，很多硅酸盐矿物对
15、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);b50 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。 , 是玻尔兹曼常数。在c0ek
16、TcK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235
17、823U,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地球化学研究表明，放射性元素 在地球分异演化过程中，集中于地壳及上地幔顶部。以ThK、 、大陆地壳上部的酸性岩浆岩，在花岗岩中最为富集，而基性、超基性岩浆岩中玄武岩、橄榄岩的含量最低。酸性岩浆岩约占 ，基性占 ，超基性占 。70%2010%19.对于放射性热源来说，热源的分布就是指热产率的分布。20.地表热流与岩石热产率之间的关系： ,式中 分别为地表热流和热产率，qDA0q、为热流参数。前者为深部热源，后者为浅部热源。*qD和21.上地壳的
18、放射性热源分布模型可分为均匀模型、线性模型和指数模型。其中第三种指数模型最接近实际，符合大陆地壳在分异过程中放射性元素迁移富集规律。放射性热源指数分布模型，适用于全地壳。22.全球的地幔热流与地表热流的分布特征1.全球平均地幔热流为 ，占全球平均地表热流 的248mW/ 259mW/80%2.大洋地区的地幔热流平均值为 ，是大陆地区地幔热流平均值 的一倍。257/ 2/m3.大陆地区的地幔热流变化，比该地区的地表热流变化小得多。4.大洋地区的地幔热流变化，比起该地区地表热流变化相差不大。23.如果一层液体来接受来自下方的热量，它受热后体积膨胀，周围不受热的液体对它施加一个合成后向上的压力，此压
19、力即为浮力 。 为由于热膨胀而发生的体积变化。F浮 =,gdv浮， 为体积膨胀系数， 为温度梯度。Fg浮 24.同时，由于液体呈受到浮力作用，在上升过程中，必然还会受到来自周围液体施加的与运动相反的粘滞力 的影响。其粘滞方向向下，大小与下式右端诸量有关：阻,式中 是运动粘度， 为定压比热。对于一个厚度为 的液体层，当浮力 与粘/PKC阻 PChF浮滞力抗衡时，液体层运动图像发生了变化。为了表示这两种力量抗衡的情况，常引用一个无量纲的比值 , ,这个数就叫做瑞雷数。当其达到 时，就会发生对流。R4gh 31025.对于地球内部能否发生对流，关键在于那里的条件时候能使瑞雷数达到和超过临界值，对于地
20、核,所以对流成为地核传热的主要形式。321026.地壳浅层的温度是目前直接测量的温度范围，地壳浅层的温度分布状态从地表大致分为（变温带）外热层、恒温带（中性层）和增温带（内热带） 。地表的温度取决于接受太阳的辐射热聚和地球热量损耗之间平衡，前者比后者大 4 个数量级，所以地表的温度状况主要有太阳辐射热所决定。27.表层： （假设该层内的热流完全由层下热源所提供。000 3/1mZqdTTKZK， 28.岩石层：这里的岩石层包括上述的地壳和上地幔部分。1.大陆，采取一维稳态热传导模型，即认为地面热流等于岩石层底部的热流和岩石层内部的热产率之和。2.海底。采用非稳态的一维热传导模型，不同时间和不同
21、深度随温度变化。29.一维热传导方程： , 为单位时间内单位面积的热量叫做热流密度。,dTdQStqxX30.地幔温度的计算方法1.计算绝对自压温度作为地幔温度的下限。假设地幔没有放射性源，只是由于自身压力作用使温度升高，这种纯由压力产生的温度，称为绝对自压温度。是上地幔温度的下限。 /0.14/kmPdTgaCr2.计算地幔物质的熔点作为地幔温度上限。3.用电导率计算地幔温度，电导率为 ,式中 为激活能，随压力变化， 为温度， 为/0EkTeT0温度有关的一个数值， 为玻尔兹曼常数。k4.由高温高压实验结果推断地幔物质熔点31.地幔温度分布的特点：在最顶部，洋区下面的温度变化比陆区大。在软流
22、层内，处于绝对自压线和固相线之间，较为单纯，这里具备发生大尺度稳定对流的条件。在地幔底部，温度上升很陡，超过绝热自压线而与液相线重合。地电学1.地电学是研究大气、海洋和固体地球内部电性及电磁场等分布的一门科学。2.地电场是在大地中天然存在或由人工建立的电场和电磁场。3.在地球表面观测到的电场依作其作用范围可分为大地电场和局部电场两种。按照变化周期的长短，地电场可分为长期变化和短期变化的两种。根据形成原因，可以分为外源场和内源场两种。外源场是指地球以外的外空变化形成的电流体系产生的电场，内源场是指外源场在地球内部产生的感应电场或地核内及核幔边界处的电流体系所产生的电场。4.电法勘探：以不同岩（矿
23、石）之间的电性差异为基础，通过观测和研究天然电磁场和人工电磁场的时间与空间分布规律，进行地质勘查和实现找矿目的的物探方法。5.电法勘探利用的主要物性包括：导电性、介电性、导磁性、激发极化性、自然极化性、压电性等。广泛用于探查区域和深部地质构造，寻找油气田和煤田、金属和非金属矿产的勘探，以及水文地质和工程地质。6.地球电性分布，一般指电导率或电阻率随深度的分布。7.电法勘探的特点：三多两广。1.可利用的物性参数多 2.利用场源多 3.方法种类多 2.两广：应用空间广和应用范围广。8.电阻率： ,数值上等于电流垂直穿过单位面积、单位长度的导体时，该体积内的物质所呈SRL现的电阻。单位为 。电阻率越
24、低，导电性能越好。m9.导电机制：1.溶液通过带电离子导电，金属导体通过自由电子导电，电阻率低，半导体通过“空穴”导电，包括大多数金属硫化物、金属氧化物体，电阻率较低。固体电解质：离子导电，绝大多数造岩矿物，电阻率高。10.主要岩石电阻率及变化范围。 ，变质岩介于两者之间。沉 积 岩 火 成 岩 变 质 岩 210m沉 积 岩 ： 2610m岩 浆 岩 ：11.影响电阻率的主要因素（1）矿物成分、含量及结构 金属矿物含量，电阻率 结构：侵染状 细脉状（2）岩矿石的孔隙度、湿度 孔隙度，含水量，电阻率风化带、破碎带，含水量，电阻率（3）水溶液矿化度 矿化度，电阻率（4）温度 温度 T ，溶解度，
25、离子活性，电阻率 结冰时，电阻率（5）压力 压力，孔隙度，电阻率超过压力极限，岩石破碎，电阻率（6）构造层的影响 这种层状构造岩石的电阻率，则具有非各向同性，即沿层理方向的电阻率小于垂直沿层理方向的电阻率12.电流密度 指的是描述电路中某点电流强弱和流动方向的物理量。它是矢量，其大小等于单位时J间内通过某一单位面积的的电量，方向为单位面积相应界面的法向量，由正电荷通过此截面的指向确定。每点每点的 J 的方向定义为该点的正电荷运动方向，J 的大小则定义为过点并与 J 垂直的单位面积上的电流。 ， 为电导率。 。IES113.设大地是水平的，与不导电的空气接触，介质充满整个地下半空间，且电阻率在介
26、质中处处相等，这样的介质模型为均匀各向同性半空间。但供电电极的大小比它们与观测点的距离小得多时，可以把两个供电电极看成两个点，故又将它们称为点电源。14.一个点电源的电场：设在地面 A 点向地下供电，电流强度为 I，地下半空间的电阻率为 。地下距 A 为的点 M 处的电流密度为 222, ,IRIRIJEJdVdrVS R15.两个异性点电源的电场 12212,ABABMMRIVJ16.地下电流场在供电电极附近分布不均匀，其值趋于无穷大；而在两极中央地段，场的分布较为均匀，变化较平缓。在 的中点上， ，中点左边 右边AB00,中点上， 出现极小值。0.VE17.地下电流沿深度的分布规律：。上式
27、表23/2cos(L)AhIj h明， 中垂线上任意一点 处 的大BMJ小，除了与 有关外，还与 点的深度I和电极距有关。,而当21h,0;,hhIjjL即 时， 深度的电流密L2度最大，该供电电极距称为“最佳电极距”。18.均匀大地电阻率公式 122( k)M MNNIUABUI式中 为装置系数（布极常数） 。k19.非均匀大地电阻率 1.地点断面：根据地下地质体的电阻率的差异而划分界限的断面。2.对于非均匀介质中的地下电流场，可见高阻体具有向周围排斥电流的作用，低阻体具有向其内部吸引电流的作用。20.视电阻率：当地表不水平或者地下电阻率分布不均匀时（存在两种或两种以上介质） ，仍采用前述均
28、匀介质中的供电方式和测量方式，仍用前面公式计算电阻率值，不过这是电阻率是和多种介质的电阻率相关的量，用符号 表示，s,定义为在电场有效作用范围内各种地质体电阻率的综合影响值。MNsUkI21.影响视电阻率的因素包括电极装置、供电电极及测量电极的排列形式和移动方式。电极装置类型和电极距的大小测点相对于地质体的位置电场有效作用范围内各种地质体的真电阻率各地质体的分布状态。22.视电阻率与电流密度的关系式，即 ,式中 为测量电极间任意点的电流密度0MNsj,MNj和介质的真电阻率， 是均匀各向同性介质中 间的电流密度。0j 、23.电阻率的仪器功能就是撤出供电电流及电极间的电位差 .其它装备包括供电
29、电极和测量电U极（一般用铜棒） 。24.我国常用的电阻率装置类型有电剖面法、中间梯度法、电测深法。电阻率剖面法又称电剖面法。它包括许多分支装置：二极装置、三极装置、联合剖面装置、对称四极装置和偶极装置。25.电阻率法：各电极间距离保持不变，使整个或部分装置沿着测线移动，逐点测量视电阻率的值，所得到的 曲线是反映线下某一深s度范围内不同电性物质沿水平方向的分布情况。包括联合剖面法、中间梯度法、对称剖面法、偶极剖面法。26.联合剖面法：在测量时， 极固定不动， 间的距CAMNB、 、 、离保持不变，四个极沿测线同时移动，逐点进行测量。测点为的中点 .每个点测两次，得两个 值。由于 为无穷远电MN、
30、 OsC机，在仪器两端产生的电位很小，故可忽略不计，因此联合剖面法的电场视为一个“点电源”的电场。 2ABMANk27.由图，在直立良导体薄脉上方， 和 相交，且交点的电阻率小于围岩的电阻率，交点左侧 As的电阻率大于 B,交点右侧 A 的电阻率小于 B,此交点称为正交点。两条电阻率曲线对称，交点两侧两条曲线明显张开。28.当薄脉为直立高阻脉是，联合剖面法曲线如图。交点为正值，为联合剖面法的反交点，且反交点不明显，而且两条曲线近于重合。但薄脉倾斜时，电阻率曲线不对称，交线两侧曲线所围的面积不相等。薄脉向两条曲线所围面积较大的一侧倾斜。实际工作中，常采用不同极距的联合剖面曲线交点的位移来判断脉状
31、体的倾向。地形起伏亦可引起电阻率曲线的变化，造成曲线复杂化。29.中间梯度法：主要用来寻找陡倾的高阻薄脉（如石英脉、伟晶岩脉） 。原因：在均匀场中，高阻体的屏蔽作用比较明显，排斥电流使电流汇聚于地表附近，使 （MN 之间的电流密度急剧MNj增加，只是电阻率曲线上升，形成突出的高峰。而低阻薄脉已与让电流垂直通过，只是 发生MNj很小变化，因此异常不明显。30.装置特点及 公式：采取四极 装置，sAB供电， 两电极测量，供电电极极AB、 、距 增大， 工作时，1N=503固定不动， 在中部 范围内同时移动，逐点进行测量，测点为 的中点。、 、 12 MN31. , , 不是恒定的，而是sMNUkI
32、ABMNk逐点变化的。32.对称剖面法 四个电极AB、 、 、排列在一条直线上，并且相对 的中点 对称分NO布，又称“对称四极剖面法” 。 MsUkI还可以对称AN于 点再增加两个供电电极，O且 ，称为复合对B称四极剖面法。利用该装置可以了解同一剖面上两种深度范围内导电性有差异的地质体的分布情况。33.对称剖面法的 为联合ABs剖面法的两个电阻率的平均值。一般()ABs、不用对称剖面法寻找低阻的薄脉状地质体。对称剖面法可以判断基岩相对覆盖层是高阻还是低阻，亦可以根据大极距曲线形态勾画基岩起伏。利用复合对称四极剖面法有助于解决基底的起伏问题。若基岩为高阻向斜， 在 曲线下方；若基岩为低阻背斜，则
33、结论相ABss反。34.电剖面法是在测量过程中保持 不变，使整个或者部分装置移动，逐点观测，以了解某一深度范围内不同电性体沿水平方向分布。电测深法是在同一点上逐步扩大供电电极距，使探测深度逐渐增大，以此来得到观测点处沿垂直方向上由浅到深的 变化的情况，或者说是利用岩石的导电性差异s为基础，分析电性不同的岩层沿垂向分布情况的一种电阻率的方法。电测深法主要用于探测水平或倾角不超过 产状的不同电性层的分布。2035.通常采用四级对称装置， 随着电极距的逐次扩大而改变。电测深曲线指的是视电阻率 随着供k s电极距 变化的曲线。/AB36.电测深曲线的特点：每个电测深点均可得到一条电测深曲线。通常该曲线
34、以 为横坐标，以/2AB为纵坐标，绘制在双对数坐标纸上。s37.电测深曲线的类型38.电测深资料的解释1.定性解释 目的：通过定性解释可以了解工作地区的地电断面的类型及变化情况。单独一条电测深曲线的解释主要包括 1.电性层的数目 2.各层电阻率的相对大小 3.估计第一层和底层的电阻率值。2.面积性电测深资料的定性解释通常需要绘制各种图件，以此来反映测区内不同电性层的分布和变化情况。3.定量解释主要包括量板法、计算机自动解译法、图解法。39.充电法和电场自然法40.充电法：对地面上、坑道内或者钻孔中已经揭露的良导体直接充电，以解决某些地质问题中的一种电法勘探方法。充电法的基本原理：对钻井、坑道等
35、人工揭露或天然路透的良导体上接一供电电极，另一供电电极置于离充电体很远的地方，对充电体进行充电，进而查明充电体的空间分布形态、产状和延伸。41.充电法的装备与电阻率法相同。工作方法包括电位观测法和电位梯度观测法。电位观测法： 极置于距N充电体足够远的某一固定基点上。 极沿测线逐点移M动，观测各点相对于固定基点的电位差 .电位梯度观V测法是指 置于同一测线上，保持相对位置和间距MN不变，沿测线逐点移动，计算电位梯度 .Nvx42.自然电场：自然条件下，无需向地下供电，通过一定的装置的形式，地面两点间通常也能观测到一定大小的电位差，表明地下存在“天然电磁场” ，简称自然电场。43.自然电场的成因包
36、括：1.电子导体与围岩溶液间的电化学作用当电子导体与溶液接触时，金属上的负电荷吸引溶液中的正离子，使之分布于界面附近，形成双电层。若导体和溶液都是均匀的，则双电层不产生外电场。当导体和溶液不均匀时，双电层呈不均匀分布，产生极化，并在导体内、外产生电场，引起自然电流。潜水面附近的良导体：潜水面上方的氧化环境和潜水面下方的还原环境，使得良导体处于极化状态，表面双电层不均匀分布，形成自然电场。2.岩石中地下水运移的电动效应由于岩石颗粒对水溶液中负离子有吸附作用，岩石颗粒与溶液间形成双电层。当地下水静止时，整个系统呈电性平衡，不产生外电场。地下水流动时，带走溶液中的部分正离子，水流上游有多余的“负离子
37、” ，而在水流的下游有多余的“正离子” ，形成极化，从而形成自然电场。3.岩石中不同浓度溶液离子的扩散作用当两种浓度不同的溶液相互接触时，会产生扩散现象。带电离子由浓度高的溶液向浓度低的溶液里扩散。但正、负离子的扩散速度不同，使两种不同离子浓度的溶液分界面上分别含有过量的正离子或负离子，形成电位差。这种由扩散作用引起的自然电场称为扩散电场。44.自然电场法通过研究自然电场在地面的分布规律来解决地质问题的一种电法勘探的方法。常见的自然电场有：1.呈区域性分布的不稳定的电场大地电磁场 2.呈局部性分布的稳定的电场（与地下某些金属矿、非金属矿或者地下水的运动有关） 。自然电位曲线在矿体的顶部为负极小
38、值。对于倾斜的板状体或脉状体或倾斜极化等轴状体，其自然电位曲线呈不对称，在导体倾斜方向或极化轴倾斜方向上曲线陡，且出现很小的正值。45.激发极化法是地下岩、矿石在人工电场作用下发生的物理和电化学效应差异为基础的一种电法勘探方法。包括直流激发极化法和交流激发极化法。重力学1. ，其中天体引力微弱，可忽略。=+重 力 地 球 引 力 天 体 引 力 惯 性 离 心 力2. , 为吸引力。 ， 为惯性离心力。重力 .3EGMmFRF2CmrGFC3.地球重力场：在地球内部及其附近存在重力作用的空间。4.单位质量的物体在重力场中所受到的重力称为重力场强度。 (/m)5.重力加速度 ，在数值上（包括方向）等于单位质量所受到的重力，也就是等于重力场强/g
