应用地球物理学原理第二章
地球物理学概论(重力勘探)
2、火成岩（2.5～3.6 g /cm³）
（1）主要取决于矿物成分及其含量的百分比，由 酸性→基性→超基性岩，随着密度大的铁镁 暗色矿物含量增多密度逐渐加大。
（2）成岩过程中的冷凝、结晶分异作用也会造成 同一岩体不同岩相带，由边缘相到中心相， 密度逐渐增大；
（3）不同成岩环境(如侵入与喷发)也会造成同一岩 类的密度有较大差异，同一成分的火成岩密 度，喷出岩小于侵入岩。
attraction.
To the left is a “gravimeter” which measures the force of
gravity in the earth.
（一）重力仪分类：
石英弹簧重力仪 机械式重力仪 金属弹簧重力仪
按结构分
振弦重力仪（海上）
电子式重力仪
超导重力仪 （实验室）
地球物理学概论 地球重力场
中国大陆地区布格重力异常
中国大陆地区自由空间重力异常
中国区域地质图
第一节 重力勘探理论基础
一、重力场（gravity field）
（一）重力 （gravity）
P F C
P—重力
C—惯性离心力，
F—地球质量对物体m的引
力,
而引力 F 服从万有引力定律，即：
器 的干涉条纹数目直接代表下落距离(即S=Nλ/２，N为
干涉条纹数)。这些干涉信号由光电倍增管接收，转换
成电信号，放大后与来自石英振荡器的标准频率信号
同时送入高精度的电子系统，以便计算时间间隔与干
涉条纹数目，从而精确得到S１、S2、S3、 S4 。
2
上抛下落对称观测可避免残存空气阻力、时间测
定、电磁等影响带来的误差，物体被铅垂上抛后，
应用地球物理学习题答案
应用地球物理学习题答案一、名词解释1地震勘探：是以不同岩石、矿石间的弹性差异为基础，通过观测和研究地震波在地下岩石中的传播特性，以实现地质勘查目标的一种研究方法。
2震动图：用μ～t坐标系统表示的质点振动位移随时间变化的图形称为地震波的震动图。
3波剖面图：某一时刻t质点振动位移μ随距离x变化的图形称之为波剖面图。
4时间场：时空函数所确定的时间t的空间分布称为时间场。
5等时面：在时间场中，如果将时间值相同的各点连接起来，在空间构成一个面，在面中任意点地震波到达的时间相等，称之为等时面。
6横波：弹性介质在发生切变时所产生的波称之为横波，即剪切形变在介质中传播又称之为剪切波或S波。
7纵波：弹性介质发生体积形变（即拉伸或压缩形变）所产生的波称为纵波，又称压缩波或P波。
8频谱分析：对任一非周期地震阻波进行傅氏变换求域的过程。
9波前面：惠更斯原理也称波前原理，假设在弹性介质中，已知某时刻t1波前面上的各点，则可把这些点看做是新的震动源，从t1时刻开始产生子波向外传播，经过Δt时间后，这些子波波前所构成的包拢面就是t1＋Δt时刻的新的波前面。
10视速度：沿观测方向，观测点之间的距离和实际传播时间的比值，称之为视速度。
V*11观测系统:在地震勘探现场采集中，为了压制干扰波和确保对有效波进行√×追踪，激发点和接收点之间的排列和各排列的位置都应保持一定的相对关系，这种激发点和接收点之间以及排列和排列之间的位置关系，称之为观测系统。
12水平叠加：又称共反射点叠加或共中心点叠加，就是把不同激发点不同接收点上接收到的来自同一反射点的地震记录进行叠加。
13时距曲线：一种表示接收点距离和地震波走时的关系曲线，通常以接收点到激发点的距离为横坐标，地震波到达该接收点的走时为纵坐标。
14同向轴：在地震记录上相同相位的连线。
15波前扩散：已知在均匀介质中，点震源的波前为求面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但是总能量保持不变，而使单位面积上的能量减少，震动的振幅将随之减小，这称之为球面扩散或波前扩散。
地球物理测井方法 第二章 声波测井
（5）声衰减系数 (平面波：只有物理衰减）
p p0e l
为声衰减系数，它与介质的声速、密度 及声波的频率有关
GaoJ-2-1
17
五、井内声波的发射和接收
换能器(探头)： 压电陶瓷晶体 可以将电磁能转换为声能，又可以将声能 转换为电磁能的器件。
压电效应：晶体在外力作用下产生变形时，会引 起晶体内部正、负电荷中心发生位移而极化，导 致晶体表面出现电荷累积(声-电)。
Wavelength
GaoJ-2-1
质点振动
波传播方向
8
介质振动模式与声波类型
垂直传播
SH水平振动
SV水平振动
P垂直振动
SH水平振动
GaoJ-2-1
SV垂直振动
水平传播
P水平振动
9
快慢横波和横波分离
Propagation Direction
R
S
GaoJ-2-1
10
井眼中的声波类型及特点
纵波（P波）：Compressional Wave
本科生课程 《地球物理测井方法》
第 2 章 声波测井
（Acoustic Logging） 前 言 声波测井基础 第1节 声波速度测井 第2节 声波幅度测井
声波测井
➢研究的对象：井孔周围地层或其它介质的声学 性质(速度、幅度(能量)、频率变化等)
➢物理及地质基础：不同介质的弹性力学性质不 同,使其声波传播速度、衰减(幅度)规律不同
A V
岩石体变模量定义：岩石受均匀静压力作用时，所加
静压力的变化∆P与体应变 的比值：
K= -∆P/
体变模量的单位为N/m2。
（5）拉梅系数λ和 （Lame Coefficient）
应用地球物理学原理第二章04弹性波的特征
03
弹性波在地壳中的传播
地壳的分层结构
地壳是地球最外层的硬壳，由 岩石和土壤组成，具有明显的 分层结构。
地球的地壳分为多个板块，板 块之间的相互作用可以产生地 震波。
地壳的分层结构对弹性波的传 播具有重要影响，不同层中的 波速和传播方向可能不同。
弹性波在不同介质中的传播
弹性波在固体、液体和气体中传播时具有不同的特征。
地下结构的不确定性可能导致弹性波传播模型的 误差，从而影响解释结果的准确性。
需要对地下结构进行详细调查和建模，以获得更 准确的弹性波传播特征。
数据处理与解释的复杂性
01
02
03
弹性波数据的处理涉及 多种算法和技术，如滤 波、反演、成像等，处
理过程较为复杂。
弹性波数据的解释需要 丰富的专业知识和经验 ，对解释人员的素质要
应用地球物理学原理第二章 04弹性波的特征
目录
• 弹性波的基本概念 • 弹性波的物理特性 • 弹性波在地壳中的传播 • 弹性波的应用 • 弹性波的局限性
01
弹性波的基本概念
弹性波的定义
弹性波
在弹性介质中传播的波动现象，由于介质的弹性性质，当 受到外力作用时，介质发生形变并产生恢复力，这种恢复 力会以波动的形式在介质中传播。
资源开发规划
通过分析地下岩层的弹性波特征，评 估资源的可开采性和开发风险，为资 源开发提供科学依据。
环境保护监测
利用弹性波技术监测环境变化，如土 壤污染、地下水污染等，为环境保护 提供技术支持。
05
弹性波的局限性
对地下结构的依赖性
弹性波的传播特性与地下结构密切相关，不同的 地下介质对弹性波的传播有显著影响。
弹性波的传播方式
弹性波可以通过反射、折射、散射等方式传播， 其传播路径和速度受到介质的不均匀性和边界条 件的影响。
应用地球物理学原理第二章01
• (2.1-16)式代表了空间的一个曲面，该 面上重力位处处相等，故叫作重力等位 面。 • 该面又处处与重力方向垂直，测量学上 又称作水准面，因为此时水不会流动而 静止下来。 • 由于 积分常数有无数多个，因而重力等 位面也有无数多个。
• 我们将其中一个与平均的海洋面(在 陆 地上是它的顺势延伸而构成封闭的曲面) 重合的那个重力等位面称为大地水准面，
2 1/ 2
• ③在质体τ内某点的位：
V lim G
0 0
d
G
d
• 式中δ为质体τ中挖出的空洞τ0的最大线 径。 • 由②、③中的两式可知位在整个空间是 连续的。
• 离心位为：
gradU C r ( x i y j )
2 2
P mg
• m 为物体的质量，P也就是人们常说的 物体的重量。
• 为方便比较重力场中各点重力值的大小， 总是采用单位质量在重力场中所受的重 力大小来度量 • 这即是场论中的重力场强度，由(2.1-2) 式可知:
P g m
• 该式表明：重力场强度与重力加速度无 论在数值上还是单位的量纲上都是相同 的，今后本书 中所说的重力不再是重量 的概念，而是指重力加速度或重力场强 度。 • 通常所说的重力，实际上是指单位质量 所受的力，在数值上等于重力加速度。
dm 2
• 式中G为万有引力常数，其值为 • 6.67×１０-11ｍ3／（ｋｇ·2）， s • ｄｍ为地球内部某一质量单元，它的坐标为(ξ， η，ζ)， • ρ为A点至dm的距离 ，其值 • ρ＝[(ξ－ｘ）2＋(η－ｙ)2＋(ζ－ｚ)2］1/2 • ρ/ρ为由A至dm方向上的单位矢量， • M为地球的总质量。
地球物理测井：第02章 电阻率测井
I
MN I
I
电位： MN ，则 AN / MN 1, UMN UM
Ra 4 AM AN UMN 4 AM UM
MN
I
I
电极互换原理：
保持电极系中各电极之间的相对位置不变，只改变其功能（供电或 测量），则当测量条件不变时所测曲线完全相同，称为电极互换原理。
补充：理论计算一般用AMN；实际生产中小尺寸电极系用双极供电， 大尺寸电极系用单极供电减小干扰。
深：
Rd LL3
反映原状地层Rt
浅：
Rs LL3
反映侵入带Ri
（3）探测特性
➢ 纵向分辨率：主电流厚度(绝缘环中点O1O2间距)，约0.2 m ➢ 探测半径：横向探测深度，深rd≈1.0 m，浅rs≈0.3 m
2021/7/31
中国石油大学（华东）
23
A0：主电极（供主电流Io） A1、A2：屏蔽电极（供屏蔽电流Is，与Io同极性） M1、M1、M2、M2 ：监督电极 B1、B2：回路电极； N：对比(参考)电极，无穷远处
中国石油大学（华东）
8
有关阿尔奇公式
➢ 意义：将孔隙度测井与电阻率测井联系起来，用于计算 流体饱和度，是测井定量解释油水层的基础。
➢ 适用条件：纯岩石（不含泥质）或含泥质很少的岩石。
➢ 用法：孔隙度测井 ＋ 电阻率测井 ＋ 阿尔奇公式，在水 层（电阻率测井得出R0）可求出Rw；在油层可求出其R0 并进而确定Sw。
电阻率或电导率都是描述物质导电性质的物理量，
电阻率：单位是欧姆米（Ωm)，测井上用符号R表示；(Resistivity) 电导率：单位是姆欧/米（ /m），标准单位是西门子/米(S/m),测
井上用符号σ表示。 (Conductivity)
成都理工大学地球物理学基础复习资料
地球物理学基础复习资料绪论一．地球物理学的概念，研究特点和研究容它是以地球为研究对象的一门应用物理学，是天文学，物理学与地质学之间的边缘学科。
地球物理学应用物理学的原理和方法研究地球形状，部构造，物质组成及其运动规律，探讨地球起源，形成以及演化过程，为维护生态环境，预测和减轻地球自然灾害，勘探与开发能源和资源做出贡献。
包扩地震学，地磁学，地电学，重力学，地热学，测量学，构造物理学，地球动力学等。
研究特点：1.交叉学科地球物理学由地质学和物理学发展而来，随着学科本身的发展，它不断产生新的分支学科，同时促进了各分支学科的相互交叉，加强了它与地球科学各学科之间的联系。
2.间接性都是通过观测和研究物理场的信息容实现地质勘查目标，研究的不是地质体本身，而是其物理性质。
3 多解性正演是唯一的，而反演存在多解。
不同的地质体具有不同的物理性质，但产生的物理场可能相同。
不同的地质体具有相近的物理性质，由于观测误差，物理场的观测不完整以及物理场特点研究不够，产生多解。
不同的地质体具有相同的物理性质，即使知道了地质体的物性分布，也无法确定其地质属性。
地球物理学的总趋势：多学科综合和科学的国际合作。
二．地球物理学各分支所依据的物理学原理和研究的物性参数。
地震学：波在弹性介质中的传播。
地震体波走时，面波频散，自由振荡的本征谱特征重力学：牛顿万有引力定律。
地球的重力场和重力位地磁学：麦克斯韦电磁理论。
地磁场和地磁势。
古地磁学：铁磁学。
岩石的剩余磁性。
地电学：电磁场理论。
天然电场和电场地热学：热学规律，热传导方程。
地球热场，热源。
第一章太阳系和地球一．地球的转动方式。
1.自转地球绕地轴的一种旋转运动，方向自西向东，转速并非完全均匀，有微小变化。
2.公转地球绕太阳以接近正圆的椭圆轨道旋转的运动。
3.平动地球随整个太阳系在宇宙太空中不停地向前运动。
4.进动地球由于旋转，赤道附近向外凸出，日月对此凸出部分的吸引力使地轴绕黄轴转动，方向自东向西。
海大《应用地球物理学》主要知识点答案
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=κT，磁化率κ为由物质本身性质所决定外的参数，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。
计算地球物理课件 第2章 地球物理中常用数值解法的基本原理-2
某一位置 u x ，计算它的位能(W 1 T 2, 为伸缩率):
2
应变位能 外力作功
第二节 偏微分方程的有限元解法
2.2 两点边值问题——弦的平衡 总位能
根据极小位能原理， u* u* x 是下列变分问题的解：
J
u*
min u
J
u
第二节 偏微分方程的有限元解法
几个概念
测度：有界开集和有界闭集的测度是区间长度的直接
推广。
E 是有界集 存在常数 M ，使对任意的 x (x1, x2, , xn ) E ，都有| xi | M (i 1, 2, , n) .
有界集
E
的外测度——
m*E
inf
Ii
,
Ii E ， inf 表
i 1
i 1
示最左边的意思。
有界集 E 的内测度——有界集 E 所包含的一切有界闭
第二节 偏微分方程的有限元解法
有限元法的基本问题可归纳为： （1）把问题转化成变分形式； （2）选定单元的形状，对求解域作剖分； （3）构造基函数或单元形状函数； （4）形成有限元方程（Ritz-Galerkin方程）； （5）提供有限元方程的有效解法； （6）收敛性及误差估计。
第二节 偏微分方程的有限元解法
x y z x y z （结合律）；
2）对任何 , k ， x, y X ，定义数乘，即 x X ，且满足
x x x ; x x ; x y x y ; 1 x x ;
3）在 X 中存在零元素，记为“0”，它满足
x0 x 4）对每个 x X ，存在 x 的加法逆元素，记为“-x” X ，使 x x 0
正定：设A是n阶实系 数对称矩阵，如果对 任何非零向量x都有 xTAx>0，就称A正定。
海大《应用地球物理》知识要点
知识要点1、大地水准面的三级近似。
参量值正球体平均半径6376千米旋转椭球体：与大地水准面拟合得最佳的椭球面赤道半径极半径6378.160千米扁率6356.155千米ξ=1/298.56梨形球面北极南极高出十几米凹进二十几米2、重力（重力加速度）在空间上变化的原因。
①地球形状的影响：地球是近似于两极压缩的扁球体，地表起伏不平，引起约6000毫伽的重力变化②地球自转的影响：地球绕定轴旋转，惯性离心力引起约3400毫伽的重力变化③地壳密度分布的不均匀性，引起约几百毫伽的变化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Δg 的物理意义：剩余质量所产生的引力在重力方向（或铅直方向）的分量。
4、决定重力异常的主要地质因素。
①地壳厚度的变化：当地壳增厚时，相当于莫霍面下高密度的上地幔埋深增大，故显示重力低；反之，当地壳减薄时，相当于莫霍面下高密度的上地幔埋深减小，故显示重力高②结晶基岩内部成分、构造和基底顶面的起伏③沉积岩的成分和构造④金属矿及其他矿产的赋存5、弹簧重力仪的零点漂移及其消除。
仪器每次从基点出发，观测一段时间后，需回到基点（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，可以认为仪器的零点漂移量是随时间线性变化的。
从观测值中减去零点漂移量，完成零点漂移校正。
6、重力测量值的主要改正项及其计算方法。
①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②地形校正：消除测点附近地形起伏对重力观测数据的影响③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④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、7、布格异常、均衡异常和自由空间异常的概念/计算方法/区别/应用领域。
①布格重力异常布格重力异常去掉了所有的影响，仅是地壳内各深度剩余密度对测点的重力作用，反映了地壳内部各种密度不均匀体所引起的重力异常。
②均衡重力异常若补偿不足或补偿过剩，地壳将用壳内质量的迁移，如地壳密度的横向变化、上地幔密度的横向变化以及地壳厚度变化等，来使它区域均衡。
《应用地球物理学原理》教学大纲
《应用地球物理学原理》教学大纲课程编号：学时：100 学分： 5一、课程性质和目的《应用地球物理学原理》是地球物理和应用地球物理专业的主干专业课程，也是新调整后的地矿类工科本科专业的主要专业基础课之一。
《应用地球物理学原理》是应用地球物理专业的新课程体系－“应用地球物理学原理”、“应用地球物理的数据采集与处理”、“地球物理反演的基本理论及应用方法”和“地球物理方法的综合应用与解释”4本专业系列课程的第1门课程，是整个专业系列课程的基础。
自五十年代初到九十年代末，我国的应用地球物理专业的课程体系基本上与前苏联类似，专业课主要按重力、磁法、电法、地震和测井五门课分别讲授，学科和专业分得较细，教学内容较窄。
结果培养的科研人员越来越专，这对促进科技快速纵向发展起到了积极作用，但不利于学科交叉和学科综合的发展。
另外，重、磁、电、震、测五门课程内容之间也存在着某些重复。
随着科学技术的发展，专业课的教学内容也需进一步更新。
长期以来，应用地球物理专业为了适应国民经济发展的需要，坚持教学改革，进行了教学思想、内容和方法的改革，课程结构有所变化，教学内容有所更新。
随着我国由计划经济逐渐向市场经济过渡，国内应用地球物理专业为适应市场经济的需要，都在积极地拓宽专业面，在加强基础和增强适应性方面进行教学改革和研究。
所谓系列课程的建设，是指为了向学生传授某一方面相对完整的知识或比较全面训练学生某一方面的能力，而把教学内容密切相关、相互之间有必然联系的若干课程组织在一起，从总体上确定每一门课程的教学目标、教学内容和教学方法。
应用地球物理系列课程建设的指导思想是：1.系统地向学生传授应用地球物理的基础知识，使学生知识面较宽、专业基础扎实、适应性较强；2.优化课程体系和教学内容，避免不必要的重复，提高学生的学习效率，减轻学生的学习负担；3.加强综合和交叉，发挥学生潜能、特长和创造性思维。
应用地球物理专业课的系列课建设可分为纵向和横向两种。
应用地球物理学原理第二章02
• 太阳日变化另一特点是它与该日的地磁 活动性有关，受太阳黑子活动周期性的 影响。 • 经统计可选出一个月中有最大和 最小干 扰各五天，这几天内世界各地地磁台测 得的周日变化，分别称为国际扰日变化 (S a)和静日变化(Sq)，其它称为一般 日变化。 • 更明显 的极值，在赤道附近变幅最大， 甚至可达200nT，而在±30°附近最小， 近于零，曲线也有 明显的相位反转。
• 地磁要素是随时空变化的，要了解其分布特征， 必须把不同时刻所观测的数值都归算到某一特 定的日期，国际上将此日期一般选在1月1日零 点零分，这个步骤称之为通化。 • 将经通化 后的某一地磁要素值按各个测点的 经纬度坐标标在地图上，再把数值相等的各点 用光滑的曲 线连结起来，编绘成某个地磁要 素的等值线图，便称为地磁图。 • 地磁图按要素D、I、T、H、Z、X及Y可分别绘 制出相应的等值线图，按编图范围分类，有世 界地磁图和局部地磁图两种；
• 这两部分磁异常对编制世界地磁图来说， 均属全球地磁场的局部现象，应属于光 滑滤波除掉的部分。 • 而对于磁法勘查来说，测定和研究地壳 磁场，则是解决地质构造和矿产资 源调 查的一个重要研究对象。
• 综上所述，地球磁场的构成可用下式表 示：
T T0 Tm Tse T T T
• 例如， • 直角坐标系中用北向分量X， 东向分量 Y和垂直分量Z 表示，这些分量分别以 地理 • 北、地理东和垂直向下指向地心为正向; • 球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平 分量H表示。 • D是F偏离正北方向的角 度，以F偏东为 正、偏西为负；
• 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； H是F在水平面上的投影，以指磁北为正 向; • 柱坐标中用磁偏角D,水平分量H和垂直 分量Z表示。 • 地磁学中人们把描述地磁场大小和方向 的物理量X、Y、Z、H、D、I、F 称做 地磁要素。
地球物理反演基本理论与应用方法
地球物理反演基本理论与应用方法目录第一章地球物理反演问题的一般理论1－1 反演问题的一般概念1－2 地理物理中的反演问题1－3 地球物理反演中的数学物理模型1－4 地球物理反演问题角的非唯一性1－5 地球物理反演问题的不稳定性与正则化概念1－6 地球物理反演问题求解思考题与习题第二章线性反演理论及方法2－1 线性反演理论的一般论述2－2 线性反演问题求解的一般原理2－3 离散线性反演问题的解法思考题与习题第三章非线性反演问题的线性化解法3－1 非线性问题的线性化3－2 最优化的基本概念3－3 最速下降法3－4 共轭梯度法3－5 牛顿法3－6 变尺度法（拟牛顿法）3－7 最小二乘算法3－8 阻尼最小二乘法3－9 广义逆算法思考题与习题第四章完全非线性反演初步4－1 线性化反演方法求解非线性反演问题的困难4－2 传统完全非线性反演方法4－3 模拟退火法4－4 遗传算法4－5 其他完全非线性反演方法简介思考题与习题第五章位场勘探中的反演问题5－1 位场资料反演中的几个基本问题5－2 直接法求位场反演问题5－3 单一和组合模型位场反演问题5－4 连续介质参数化的线性反演问题5－5 物性分界面的反演问题思考题与习题第六章电法勘探中深曲线的反演6－1 直流电测深曲线的反演6－2 交流电测深曲线的反演思考题与习题第七章地震勘探中的反演方法7－1 地震资料反滤波处理7－2 波阻抗反演7－3 地震波速度反演7－4 其他地震反演思考题与习题参考文献。
地球物理流体力学课件：第二章 一些流体力学基本概念
Motion of sea and atmosphere are large scale. Monitor data are from rotating coordinate Frames.
Rotation effect is significant.
地球上的大气和海洋运动以及监测站数据等均为 相对于地球的运动
意义为质量守恒流体微元的质量不变密度变化决定于体积变化dtdmincompressiblefluid不可压缩流体ddt0constant体积膨胀密度减小lagrangiantypesconnected惯性坐标系中的流体力学方程遵循牛顿第二定律28momentumfmamdvdtijijijijdsdxdydzijvolvolijijdxdydzdsxyxxxzyxyyyzzyzxuuvuwuuvvvwvuwvwww气压梯度力为面积力方向与等压面垂直从高压到低压体积力垂直向下指向地心stress应力为面积力31压力梯度力帕斯卡定律32泰勒展开333435粘性力36惯性坐标系中动量方程中没有rotationeffectgeophysicalfluiddynamics第三章地流的旋转效应对流动方程的影响motionlargescale
• Eulerian 方法常用于流场求解 for solution（指定空间流场为对象）
• Lagrangian 方法 常用于流动分析和方程 推导(以air parcel流体微元为对象）, 应用 牛顿定律和热力学定律
欧拉和拉格朗日参考系中的时间导数
当地导数（欧拉参考系）： u u(x, y, z,t)
散度 •V >0, 体积膨胀, 密度减小 d <0
dt
For incompressible fluid
勘探地球物理概论 重力,磁法,电法,放射性
勘探地球物理概论（二）重力勘探1. 熟悉地球重力场模型2. 了解重力测量野外工作方法3. 熟悉常见岩（矿）石密度4. 掌握重力异常数据处理方法5. 熟悉重力资料解释的基本步骤和方法（三）磁法勘探1. 熟悉地磁要素及地磁场的解析表示2. 了解磁法勘探野外工作方法3. 熟悉常见岩石磁性特征4. 掌握磁异常各分量转换方法及简单形体磁异常解释方法（四）电法勘探1. 掌握岩石电阻率的测定方法，熟悉电阻率剖面法、测深法基本装置类型2. 了解岩石的自然极化特性，熟悉常见自然极化电场特点及自然电场法的应用3. 了解岩石的激发极化机理，熟悉激发极化的频率特性、时间特性及其应用4. 掌握电磁法的理论基础，熟悉电磁测量剖面法、测深法的分类特点及应用（五）放射性和地热勘探1. 熟悉放射性现象及α射线、β射线、γ射线的基本特点2. 了解放射性测量方法原理3. 熟悉地热学中的常见物理量含义及岩石热物理性质4. 了解地球热结构特点，掌握大地热流密度的含义和测量方法地球物理勘探复习资料地球物理勘探方法（简称“物探”）：是以岩矿石等介质的物理性质差异为物质基础，利用物理学原理，通过观测和研究地球物理场的空间与时间分布规律以实现基础地质研究、环境工程勘察和地质找矿等目的的一门应用学科。
地球物理勘探方法：重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、放射性勘探、地热勘探。
应用物探方法所必须具备的地质及地球物理条件：1.探测对象与周围介质之间必须具有较明显的物性差异；2.探测对象必须具有一定的规模（即其大小相对于埋藏深度必须有相应的规模），能产生在地面上可观测的地球物理异常场。
3.各种干扰因素产生的干扰场相对于有效异常场必须足够小，或具有不同的特征，以便能进行异常的识别。
物探的多解性：物探资料往往具有多解性，即对同一异常场有时可得出不同甚至截然相反的地质解释，这种情况往往是由于复杂的地质条件和地球物理场场论自身局限性所造成的。
且不可避免。
产生多解的原因：（1）数学解的不稳定性（2）观测误差（3）干扰因素（4）地球深部的不可入性所带来的观测数据中“信息量”的不足物探工作：先局部后整体第一章:重力勘探重力勘探是以研究对象与围岩存在着密度上的差异为前提条件的。
地球物理学必备-应用地球物理学原理(岩石和矿石)
• 金属上的负电荷吸引溶液中过剩的阳离 子，使之分布于界面附近，形成双电层， 产生一定的电位差。
• 此电位差产生—反向电场，阻碍金属离 子或电子继续进入溶液。
• 当进入溶液的金属离子达到一定数量后， 便达到平衡，此时，双电层的电位差为 该金属在该溶液中的平衡电极电位。
阻电压降所形 成的电位差为一次场电位
ΔＵ１
ΔＵ
１ 不随时间而变 。
•
T
时观测到的电位差ΔＵ（Ｔ）为ΔＵ１ 和 ΔＵ2 （Ｔ）之和，称之为总场电位差，
T 而变化，并有关系：
U (T ) U1 U2 (T )
• 得：
(T=0) 二次场电位差为 ΔＵ２
U (Ｔ)－ΔＵ(０)
处由于离子浓度差别形成 的扩散—吸附 电场，一般约10～20mV • 扩散—吸附电场更多的是用在电测井工
•
• 以上各种原因产生的自然电场不是孤立 存在的。
• 应用自然电场找矿时，主要研究电子导 体周围的电化学电场，而把河流电场、 裂隙电场视为找矿的干扰；
• 应用自然电场解决水文地质问题时，将 矿体周围的电场视为干扰。
观测到过滤电场。
• 溶液能平行于孔壁自由流动，而把正离 子带走
• 在水流的上游负离子过多，
• 而 在水流下游正离子过多，形成了过滤 电场。
• 地壳中自然形成的过滤电场主要包括裂 隙电场、上升泉电场、山地电场和河流 电场等。
• 例如 ：地下的喀斯特溶洞、断层、破碎 带或其它岩石裂隙带，常成为地下水的 通道。
• 我国物探工作者对大量矿化岩、矿石标 本作了系统观测 ，研究了多种因素对岩、 矿石极化率的影响规律，研究结果表明， 在上述诸多因素中，影响 岩、矿石极化 率的主要因素是电子导电矿物的含量和
《地球物理测井》-第02章 电阻率
2012-6-4
中国石油大学（华东）张福明
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第二章 电阻率测井
2.1 2.2 2.3 2.4 2.5 2.6 普通电阻率测井原理 聚焦电阻率测井原理 微电阻率测井方法 常用电阻率组合测井 标准测井 电阻率测井新技术简介
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中国石油大学（华东）张福明
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2.2 聚焦电阻率测井原理
侧向测井与感应测 井是常规测量原状地层 电阻率的主要方法，都 采用了聚焦工作方式。
侧向测井提出的主要原因:
井眼中低阻泥浆分流作用 显著； 泥浆侵入造成单条曲线难 以准确反映地层电阻率。
侧向电阻率测井 电流聚焦示意图
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中国石油大学（华东）张福明
1. 侧向测井原理（三侧向为例）
A0：主电极（供主电流I0） A1、A2：屏蔽电极（供屏蔽电流Is，与I0同极性）
R 4 r U I
测量思路：人工电场、测电场参数、刻度转换为电阻率。
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中国石油大学（华东）张福明
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一、岩石电阻率与岩性、孔隙度、含油饱和度的关系
1. 电阻率与岩性的关系
不同岩石和矿物的电阻率各不相同，这是电阻率测井的基 础。主要原因是岩石的导电类型不同（离子导电、电子导电和 附加导电等）。
② 涡流分别在其中流动；
③ 每个单元环独立存在，在R中产生有用信号deR； ④ 总有用信号E有用＝ΣdeR。
教材中基本上是按此思路介绍感应测井原理的。
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中国石油大学（华东）张福明
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（3）双线圈系探测特性：
lT l R
称为单元环微分几何因子， gdrdz称为单元
g d rd z 1
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• 地球磁场：地球本身及其周围的磁场叫 做地球磁场。
• 地磁场是矢量场，其分布范围广，从地 核到 空间磁层边缘处处有分布。
应用地球物理学原理第二章
应用地球物理学原理第二章
• 地磁场的分布、变化规律及起源等问题 是地磁学研究的范畴。
• 在 磁法勘探工作中，由磁测设计、野外 施工、资料整理、磁异常提取直至推断 解释，都必须考 虑地磁场的分布特征和 变化规律。
应用地球物理学原理第二章
应用地球物理学原理第二章
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•3
• (1) • 在地面上观测所得到的地磁场T是各种不
同成分的磁场的总和。 • 它们的场源分布有的在地球内部，有的
在地面之上的大气层中。 • 按其来源和规律不同，可将地磁场分为
两部分：一是主要来源于固体地球内部 TＳ
• 二是主要起因于固体地球外部的变化磁 场δ
§2.2 地球磁场的基本特征
• 在地球上，悬挂起来的能在水平面内自 由转动的磁针，总是静止在靠近地球的 南北方向上。
• 人们规定:磁针指南的那个极为它的指南 磁极，衡称为南磁极或负磁极，用S表示；
• 指北的那个极为它的指北磁极，简称北 磁极或正磁极，用N表示。
应用地球物理学原理第二章
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• •1
• 地磁要素 描述地磁场大小与方向特征的 物理量。
• 地磁场是一个矢量场，因此，空间任何 一点的地磁场F必须用三个独 立的分量 才能表示出来。
• 这些分量的名称及其度量方法，根据采 用坐标系的不同而不同。
•
应用地球物理学原理第二章
• 例如， • 直角坐标系中用北向分量X， 东向分量
Y和垂直分量Z 表示，这些分量分别以 地理 • 北、地理东和垂直向下指向地心为正向; • 球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平 分量H表示。 • D是F偏离正北方向的角 度，以F偏东为 正、偏西为负；
•
Tsi
场，占稳定磁场总量的99%以上；
• Tse 是起源于地球外部的稳定磁场，仅 占1%以下。
• δＴe是变化磁场的外源场，约占变 化磁 场总量的2/3；
• δＴi为内源场约占其总量的1/3,δＴi实 际上也是由于外部电流 感应而引起的。
应用地球物理学原理第二章
• 一般情况下，变化场为稳定场的万分之 几，偶尔可达到百分之几。
• 而对于磁法勘查来说，测定和研究地壳 磁场，则是解决地质构造和矿产资 源调
应用地球物理学原理第二章
• 综上所述，地球磁场的构成可用下式表 示：
T T 0 T m T s eT a / T a //T
•
Tse，因数量级极
的目的不同，可将地磁场
应用地球物理学原理第二章
• 此外，称 F 所在的垂直平面为磁子午面。 各要素之间并不互相独立，其关系如图
• 6·2·6所示，其关系式为:
•
F＝X2＋Y2＋Z2
•
H2＝X2＋Y2
•
Y＝HsinD
•
Z＝HtanI
• 地磁七个要素中只要知道其中三个独立 的要素，那么其余四个也可以计算出来 了，故又称三个独立的要素为地磁三要 素。
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•
T 可以表示为：
•
T=TS+ δＴ
• 继1838年高斯提出球谐分析之后，1885 年由A·史密特(A Schmidt)利用总磁场 的球谐分析方法和面积分法，把稳定磁 场和变化磁场分解为起源于地球内、外 的两部分，故有 TS TSi TSe
T Ti Te
应用地球物理学原理第二章
应用地球物理学原理第二章
• 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； H是F在水平面上的投影，以指磁北为正 向;
• 柱坐标中用磁偏角D,水平分量H和垂直 分量Z表示。
• 地磁学中人们把描述地磁场大小和方向 的物理量X、Y、Z、H、D、I、F 称做 地磁要素。
应用地球物理学原理第二章
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•2
• 目前国际上统一使用“国际单位制(SI 制)”，用特斯拉或符号 T 表示地磁场强 度单位
•
)
为实用单位。
1T1Wb/M2(韦伯／2)， 米 1nT＝10－9T
应用地球物理学原理第二章
• 在地球物理文献中，过去使用电磁单位 (CGSM)制：
• 其中用G(高斯)单位或γ（伽马)表示磁感 应强度B；
应用地球物理学原理第二章
• 表征地磁场的物理量是地磁场感应强度。
• 由于相当长的时间内一直沿用CGSM制，
在CGSM制中 ，真空中磁感应强度与磁场
强度（
）相当，因
此以往的磁法勘探书中将磁感应强度称
做磁场强度 。
• 本书沿用这一习惯称法，除岩矿石磁化
磁场确系磁场强度外，其它章节所提及
地磁场强度
应用地球物理学原理第二章
• 内源稳定磁场的另一个组成部分，是地 壳内的岩石矿物及地质体在基本磁场磁 化作用下所产生的磁场，称为地壳磁场， 又称为异常场或磁异常，以Tａ表示。
• 其分布范围一般在数公 里或数十公里者， 称为局部异常(Ta′)，达数百或数千公 里者，称为区域磁场(Ta″)。
应用地球物理学原理第二章
• 这两部分磁异常对编制世界地磁图来说， 均属全球地磁场的局部现象，应属于光 滑滤波除掉的部分。
• 故通常所指的地球稳定磁场主要是内源 稳定场，它由以下三部分组成
TsiT0TmTa
•
T０为中心偶极子磁场，Tｍ为非偶
极子磁场，也称为大陆磁场或世界异常，
这两部分的磁场之和又称为地球基本磁
场，编制的世界地磁图大多为地球基本
应用地球物理学原理第二章
• 其 中T０场几乎占80-85%,故它代表了地 磁场空间分布的主要特征。
• 用Oe(奥斯特)表示磁场强度F的大小。
• 在此单位制中空气和真空中的μ ≈ 1，所 以在空气中
•
B＝F
• 1G与1Oe在数值上相等。
应用地球物理学原理第二章
• 目前已普遍使用国际单位制，在国际单 位制中：
• 磁感应强度B的单位为N/(A*m)，即牛顿 /(安培·米)，称为特斯拉，用T表示，它 与G和γ 的换算关系为： 1G = 10-4 T gauss (G) = 10-4 T 1 γ＝10－9 T＝1nT（纳特） Earth's field ~ 0.3-0.6 gauss
分为正常地磁场(正常场)和磁异常(异常 场)两部分 。 • 在地磁学研究中，有确定的正常地磁场 和明确含义的磁异常的概念。 • 而通常情况下，正常场和异常场是相对 的概念，正常磁场可以认为是磁异常(即 所要研究的磁场)的背景场或基准场。