Zhang.Wei-Qi,2014;
E是杨氏模量。它表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力。
???E是杨氏模量，表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力，满足：
E
γ叫做泊松系数，当弹性体垂直截面方向压缩的时候，其平行截面方向也会发生扩张，满足：
?d/d??? ?L/L
2、为什么说一般材料容易发生扭曲破裂而不易发生压缩破裂？
可以证明，切变模量μ可以由杨氏模量E和泊松系数γ推导出来，其关系为:μ＝E／2（1＋ γ）；
因为γ ＝0~0.5，故μ /E =0.5 ~0.3，即切变模量不足杨氏模量的一半，因此，介质容易发生扭曲破裂，而不易发生压缩破裂
3、掌握计算岩石纵波速与横波速公式与方法。
P波的传播方向与振动方向一致，传播速度为: ??2?V? P?
其中λ也是一个弹性常数，叫做拉梅常数，它可由杨氏模量E与泊松系数γ 来表示; ?E?? (1??)(1?2?)
横波的传播速度为:
?V? S?
4、地震波有哪几种? 简述它们的定义及特点。
地震波有横波、纵波、面波、自由震荡波，其中横波、纵波被称为体波；面波又分为勒夫波和瑞利波。
纵波：是地下岩石介质受正应力作用后膨胀或压缩而产生的疏密波 横波：是地下岩石介质受切应力作用所产生的切变波。 二者被合称为体波，体波是贯穿于整个地球内部传播的波
面波：当P波和S波传播到地球表面或内部界面上时，会产生沿着地表面或内界面传播的波，这就是面波。
面波又分为瑞利波和勒夫波。
瑞利波是沿地球表面传播的波，它是纵波和横波沿界面传播时相互叠加的结果。
勒夫波：当均匀无限半空间介质上覆盖一薄层，且薄层内的S波传播速度低于层下的S波传播速度，则会产生一种沿表面传播且质点振动仅限于水平面内传播的面波，这就是勒夫波。 自由振荡波：振荡是驻波，即在任意给定时刻内发生运动的不是地球的一部分，而是地球的整体。只随时间变化，而不随时间行进。
5、简述瑞利波和勒夫波的特征。
瑞利波是沿地球表面传播的波，它是纵波和横波沿界面传播时相互叠加的结果。 瑞利波的特征：
Zhang.Wei-Qi,2014;
瑞利波的波速略小于S波速度；
质点的运动轨迹为逆进椭圆，其长轴垂直于地面， 其短轴与波的前进方向一致； 质点的振动振幅，从地面往下，按指数锐减； 勒夫波：当均匀无限半空间介质上覆盖一薄层，且薄层内的S波传播速度Vs1低于层下的S波传播速度Vs2，则会产生一种沿表面传播且质点振动仅限于水平面内传播的面波，这就是勒夫波。
勒夫波的特征：
勒夫波的传播速度Vq满足:Vs1＜VQ＜Vs2； 勒夫波的低频成分以接近于VS1的速度传播，勒夫波的高频成分以接近于VS2的速度传播；勒夫波的振幅随深度按指数锐减；
6、掌握地震波震相的图示方法。
P：代表P波 S：代表S波
PP：代表P波从地壳反射一次 PPP：代表P波从地壳反射两次 PKP：代表P波穿过外核
PKIKP：代表P波同时穿过内核和外核 PcP：代表P波被外核所反射
SKS：代表S波穿过外核，但是在外核内部转化为P波传播 PkiKP：代表P波在内核被反射
7、简述地震波速度与地球内部结构
地球的速度结构： 1、壳幔界面
在地下30一60km深度处，纵波速度从6一7km／S，跳到 8 km／S以上，它是地壳与地慢的分界面。 2、幔核界面
在地幔内，速度随深度而增加。在大约2900km处，P波速度突然 13km／s下降到8km／S左右，出现地球内部第二大间断面。 3、内外核分界面
从2900km以下进人地核，纵波速度逐渐回升，横波速度因横波不能通过而恒为零，直到大约5000km，横波才出现，纵波速度也有明显跳跃，成为地球内部的第三大间断面。 4、上下地幔的过渡层
地幔由上地幔、过渡层 (速度变化不均匀)和下地慢 (速度变化均匀)组成。
8、简述地震学对地球科学的贡献。 解：
1，利用地震波的层析成像可以探知地球的内部结构；
2，利用地震波资料可以对复杂构造以及地下断层进行可靠地推断； 3，地震学在地层学中的应用，可以探知地下的地层岩性分布；
4，通过地震相分析可以探知内部反射结构；反射结构是指地震剖面上层序内反射同相轴本身的延伸情况及同相轴之间的关系
Zhang.Wei-Qi,2014;
5，应用于对天然气水合物的勘探； 6，应用于对地下核试验当量的估计； 7，应用于对桩基的检测；
第六章 地磁学 1、名词解释:
（1） 磁偶极子 ； （2）磁偏角；（3） 磁倾角； （4）地心轴向磁偶极子； （5）磁化率 （6）地磁极； （7） 剩余磁性 解：
磁偶极子 ——等值异号的两个点磁荷构成的系统，在其间距离2l＜＜d 场源到观测点的距离时，称为磁偶极子。
磁偏角——指地磁场F偏离正北方向的角 度，以F偏东为正、偏西为负。用D表示。 磁倾角——指F 偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I 为正，在南半球取F上仰的I为正。
地心轴向磁偶极子——位于地心的磁偶极子。地球磁场的空间形态与地心磁偶极子的磁场相似。
磁化率——用 χm 表示，M＝χm F，表示物质被磁化的程度。
地磁极—— 地心磁偶极子轴线与地面交于南北两对称点，我们把这两点叫做地磁极。 剩余磁性——岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性。
2、为什么说主磁场可以看作是由磁偶极子场和非偶极子磁场构成的? 解：
地球磁场的空间形态与地心磁偶极子的磁场相似，地心磁偶极子的磁场强度约占整个地磁场强度的80%-90%，因此地心磁偶极子场的空间分布也反映了整个地磁场空间分布的主要特征。但是真的地磁场和理想的地心偶极子磁场之间还存在着比较显著的差异，这差异为非偶极子磁场，约占地球总磁场的10%-20%。因此，综上所述，地球的主磁场可以看做是磁偶极子场和非磁偶极子场构成的。
3、举例说明主磁场的长期变化现象。 解：
地球主磁场随时间的缓慢变化被称为地磁场的长期变化。
包括磁矩的长期变化、磁偏角的长期变化 、磁极位置的长期变化 、极性倒转的长期变化 。
4、地球磁场的长期变化与变化磁场各是怎样定义的? 解：
地球主磁场随时间的缓慢变化被称为地磁场的长期变化。 随时间变化较快的地磁场成分称为地球的变化磁场，
5、什么是岩石的热剩余磁性?沉积剩余磁性?
解：
天然剩余磁性：自然界中岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性，称为天然剩余
Zhang.Wei-Qi,2014;
磁性
天然剩余磁性的类型有: 热剩余磁性，化学剩余磁性，沉积剩余磁性和粘滞剩余磁性。 热剩余磁性：岩浆温度都在磁性矿物居里点以上，从地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温的过程中，磁性矿物因受到当地、当时地磁场的作用，而平行于地磁场的方向被磁化，其结果获得很强的剩磁，这种剩磁称为热剩磁。
沉积剩余磁性：岩石碎屑携带原已具有剩余磁性的矿物颗粒，在成岩过程中，由于地磁场的作用，使矿物颗粒的剩余磁性按着当时的地磁场方向取向并被固定下来的剩磁叫做沉积剩磁。
化学剩余磁性：某些矿物在地磁场坏境中发生了化学变化或重新结晶，也可能获得相当高的磁化强度。矿物通过这种方式获得的剩磁就叫做化学剩磁。
6、简述古地磁学的基本原理。
解：
古地磁的基本原理是建立在两个假说的基础上的。这两个假说是:
(1) 岩石的原生剩磁方向与岩石形成时的地磁场方向一致，所究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。
(2)古地磁场是轴向地心磁偶极子场。
以磁偶极子轴作为极轴的坐标系称为地磁坐标系。
地面一点P 的矢径与地磁轴的夹角称为该点的地磁余纬度，用Θ表示。 P点的矢径与地磁赤道面的夹角称为该点的地磁纬度，用Φ表示。
按偶极子公式，磁倾角I与磁纬度Φ， 磁余纬度Θ的关系为：tan I =2tan Φ =2cot Θ 在地面 P 点选取一标本测定I 后，由上式计算出磁余纬Θ ，再根据剩磁偏角D 可定出地磁极的位置。
7，简述地磁七要素，以及它们之间的关系。
解：
X：地磁场北向分量 Y:地磁场东向分量 Z:地磁场垂直分量
磁偏角D：D是F偏离正北方向的角 度，以F偏东为正、偏西为负
磁倾角I：I是F 偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I 为正，在南半球取F上仰的I为正
水平分量H：H是F在水平面上的投影，以指磁北为正向 F：地磁场
地磁要素间的相互关系： F＝X2＋Y2＋Z2 H2＝X2＋Y2 Y＝HsinD Z＝HtanI
第七章 地电学 1、名词解释:
Zhang.Wei-Qi,2014;
(1)电阻率； （2）视电阻率； （3）穿透深度； （4）电剖面法； （5）电测深法 解：
电阻率——表示各种物质电阻特性的物理量。
视电阻率——在地下岩石电性分布不均匀或地表起 伏不平的情况下，若仍按测定均匀水平大地电阻率的方法，计算的结果称 之为视电阻率。
穿透深度——将感应电场磁场的强度值衰减为导体表面值的1/ e 的深度称为“穿透深度”h。 电剖面法——电阻率剖面法简称为电剖面法，其电极排列方式和装置大小 在工作过程中始终保持不变，将整个装置同时沿着测线移动，逐点观测电位差ΔＵＭＮ、供电电流I，并算出视电阻率ρｓ。ρｓ剖面曲线是地下一定深度内沿观测剖面水平方向地电断面特征的反映。
电测深法——保持测量电极MN的位置固定，在不断增大供电电极距的同时，逐次进行观测。电测深曲线反映了测点下方垂直方向上电性层的变化情况。
2、简述电阻率和视电阻率的异同点。
解：
相同点：视电阻率和电阻率具有相同的量纲。
不同点：视电阻率虽然不是地下某一种岩石的真电阻率，但却是在电场作用的范围内， 地下电性不均匀体的综合反映。
3、什么是大地电场?什么是自然电场?它们对了解地球电性结构有什么意义? 解：
各种天然的全球性或区域性变化电场称为大地电场； 各种天然地方性稳定电场称为自然电场。 大地电场的强度随地区变化很大。 在高阻底隆起区可达到3-10mV/km。 而在厚的良导地层中只有0.5-3mV/km
自然电场反应的是地下矿体或地下水体系的分布特点； 因此，二者可以显著地反映地球的电性结构。
4、简述由大地电磁测深和地磁测深法了解地球电性结构的基本原理。 解：
电磁测深方法是通过改变电磁场频率进行测深的一类电法分支方法。它利用电磁感应的趋肤效应，即高频电磁场穿透浅，低频电磁场穿透深，在场源和接收点间距不变的条件下，改变电磁场的频率来达到测深的目的。
地磁测深方法是由地磁台根据地磁记录计算深部电性结构。即在地面大面积上布置多个地磁台站，观测地球的变化磁场，并应用高斯球谐方法把外磁场部分与由外磁场引起的感应磁场部分分开，求出它们的幅度比和相角差。计算出不同壳层的电导率。
5、掌握计算穿透深度的计算公式和方法。 解：
