工程与环境物探教程考试复习资料

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1、杨氏模量：当外力不大应变在某一区间之内时，应力与应变成正比关系，遵从胡克定律。该区间称为线性弹性形变区。这时应力与应变的比值称为杨氏模量，以符号E表示。  泊松比：介质的横向应变与与纵向应变的比值称为泊松比，以符号s表示。视速度：沿任一观测方向测得的速度值，并不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向，观测点之间的距离和波实际传播时间的比值。这种速度称之为视速度。 潜射波：如果表层是速度随深度增加的变速层，下部是水平均匀地层，这时产生的折射波称为潜射波。 静校正：为了消除实际地形起伏及各个激发点深度不同的影响，对实测的时距曲线形状的影响而进行的校正。 大地低通滤波器效应：地震波在传播过程中

2、随着距离（或深度）的增加，高频成分会很快地损失，而且波的振幅按指数规律衰减，称为大地低通滤器效应。 惠更斯原理：波在传播过程中，任意时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的子波源，这个新波源也继续传播，在一段时间之后，新的波前面即为所有子波源波前面的包络。 同相轴：通常将相同相位点的连线形成的图形叫同相轴。 正演：就是已知地质体的形状、产状和剩余密度等，通过理论计算来求得异常的分布和规律。 反演：则是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）。       稳定电流场：强弱和分布不随时间变化的电场为恒定电场，也称为稳定电流场。 交变电流场：强弱和分布随时间

3、变化的电场为交变电场，与其伴随的是电磁波。固体潮：固体地球随天体运动引力的不同而产生的周期形变的现象。 抽道集：为了进行叠加和计算速度谱方便，先把每一个共深度点的所有道集抽出的过程。 纵向电导：当电流平行岩柱体底面流过时，所测得的电导值，称为纵向电导，用符号S来表示，单位为1/W。 均方根速度：是对于水平层状介质的共反射点时距关系，可用双曲线的时距曲线公式近似地代替。由于速度大的分层对均方根速度影响大些（或者说“权”大些），所以均方根速度大于平均速度。 地磁要素：磁场强度T﹑X北向分量﹑Y东向分量﹑Z垂直分量﹑磁偏角D:T与正北方向的夹角﹑磁倾角I：T与水平面的倾角、水平强度H：T在水平面

4、上的投影。这些量可以确定地磁场的大小和方向﹐所以称“地磁要素”。  一、产生的重力异常应具备的条件： 1.地质体与围岩之间要有一定的密度差异； 2.密度不均匀的异常体还必须沿水平方向有密度变化； 3.待探测的密度不均匀体要具有一定的规模；4.探测的异常体不能埋藏过深； 5.要能将异常从干扰中分离出来，干扰要轻。 二、剖面法适合解决的问题：探测产状陡立的高、低阻体，如划分不同岩性的接触带、追索断层及构造破碎带等。对称四级：探测基岩的起伏、构造破碎带及高阻岩脉等。 中间梯度：寻找陡倾的高阻体，如石英、伟晶岩脉等。联合剖面：寻找接触带、直立的低阻体、良导体等地质体 三、常规电法与高密度电法的区别

5、：高密度电法的基本原理与传统的电阻率法完全相同，不同的是在观测中设置了较高密度的测点，现场测量时，只需将全部电极布置在一定间隔的测点上，然后进行观测。与常规电法相比，高密度电法具有以下优点：(1)电极布设一次性完成，减少了因电极设置引起的干扰和带来的误差；(2)能有效地进行多种电极排列方式的测量，获得较丰富的地电地质信息；(3)数据的采集实现了自动化，采集速度快，而且避免了由于人工操作的误差和错误；(4)可以实现资料的现场实时处理和脱机处理，大大提高了电阻率法的智能化程度。 四、充电法的工作步骤：对钻井、坑道等人工揭露或天然露头的良导体上接一供电电极（A），另一供电电极（B）置于离充电体很

6、远的地方（称为无穷远极），对充电体进行充电。进而查明充电体的空间分布形态、产状及延伸。在充电体表面附近，电位面的形状与充电体的形状一致。远离充电体，等位面趋于圆形。电位V为对称曲线；电位梯度ΔV /ΔX为反对称曲线，即在充电体顶部中心，电位梯度为零，其正、负极值对应于充电体边缘部分。  五、地磁场由哪几部分组成:  地磁场 = 基本磁场 + 变化磁场 + 磁异常 基本磁场：中心偶极子磁场和大陆磁场组成，来源地球内部，占地磁场主要部分(98%以上)。 变化磁场：主要指短期变化磁场，来源地球外部，占地磁场1%以下。 磁异常：主要指地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场，它叠加在基本磁场之

7、上。 六、激发极化：在开始供电的瞬间，只观测到不随时间变化的一次场电位差DU1，随着供电时间的增长，激发极化电场（即二次场）电位差DU2，先是迅速增大，然后变慢，经过2～3分钟后逐渐达到饱和。这是因为在充电过程中，极化体与围岩溶液间的超电压是随充电时间的增加而逐渐形的。显然，在供电过程中，二次场叠加在一次场上，我们把它称为总场或极化场，总场电位差，用DU来表示。当断去供电电流后，UD一次场立即消失、二次场电位差开始衰减很