海洋地球物理与海底构造学 (12)
地球物理学在海洋资源勘探中的应用
地球物理学在海洋资源勘探中的应用地球物理学是研究地球内部结构和物质性质的学科，它在海洋资源勘探中发挥着重要的作用。
通过地球物理学的方法，我们可以获得海洋地下物质的分布情况，进一步指导海洋资源的勘探与开发。
本文将介绍地球物理学在海洋资源勘探中的应用。
1. 地震勘探技术地震勘探技术是海洋资源勘探中最常用的一种方法。
它通过在海底或海面上布设震源和接收器，利用地震波在地下不同介质中传播速度不同的特性，解释和分析地震波的反射、折射、散射等现象，进而得到海底地形、地下构造等信息。
这些信息对于海洋石油、天然气等资源的勘探非常重要。
地震勘探技术的实施步骤一般包括震源激发、接收器接收和信号处理等环节。
震源激发可以采用爆炸物、空气枪等方式，在海底或海面上产生压力波，从而引发地震波。
接收器接收地震波的反射信号，并将其转化为电信号进行记录。
信号处理过程中，地震学家将反射信号进行分析和揭示，以获得海底地质构造的信息。
2. 电磁法勘探技术电磁法勘探技术是利用地下不同导电性介质对电磁场的响应特性，来推断地下结构与构造的一种方法。
该技术在海洋资源勘探中也有重要应用。
电磁法勘探技术可以通过在海面或海底上布设电磁发射源和接收器，发射电磁波并观测反射和散射信号来获取地下构造的信息。
电磁法勘探技术的应用范围广泛，可以用于石油、天然气等矿产资源的勘探和定位。
通过分析电磁场的反射、散射等现象，可以确定地下储层的存在、性质和分布情况，为资源的勘探和开发提供重要的依据。
3. 重力测量技术重力测量技术也是地球物理学在海洋资源勘探中常用的方法之一。
利用重力测量技术可以测量地球重力场的分布情况，从而推断出地下构造的变化。
在海洋资源勘探中，重力测量技术可以用于确定海底地形的变化、地下构造的分布情况等。
重力测量技术一般通过测量重力加速度的变化来推断地下构造的性质。
在海洋中，可以通过在船上或飞机上测量重力加速度的变化，然后与基准值进行对比，从而得到海底地形和地下构造的信息。
地质学一级与二级学科课程设置及课程大纲2010-中国科学院大学
一级学科课程地质学（0709）二级学科课程矿物学、岩石学、矿床学（070901）二级学科课程地球化学（070902）二级学科课程古生物学与地层学（含：古人类学）（070903）二级学科课程构造地质学（070904）二级学科课程第四纪地质学（070905）地质学一级学科(070901)课程大纲大纲编号：S070900XJ001高等构造地质学Advanced Structural Geology课程属性: 专业基础课学时/学分: 40/2预修课程:普通地质学、构造地质学教学目的和要求:本课程为构造地质学专业硕士和相关专业博士研究生的专业基础课。
课程适当浓缩了传统构造地质学教科书的基础知识部分，重点增加了当前国际固体地球科学研究前沿问题所需要的新知识内容，介绍了一些当前国际国内研究热门课题的新观点、新理论和新概念，增加了部分实用知识内容和研究实例讨论，并尽量使狭义构造地质学知识向固体地球科学的相关学科进行扩展和衔接，同时注重实际能力和创新思维的培养，为培养跨学科人才打好知识基础。
主要内容包括四个方面：板块构造基本理论；构造地质学专题；定量研究构造变形的基本方法－岩石有限应变测量基础；碰撞造山带基本理论和实例分析。
通过本课程学习，使学生掌握现代构造地质学的基本理论和基本研究方法，并能解决实际构造地质问题，为将来开展固体地球科学研究工作打下基础。
内容提要:第一章绪论第二章板块构造学基础1．板块构造理论的形成与发展2．板块构造地质学基本理论第三章：构造形迹与成因－几何学与运动学1．原生构造：沉积构造，接触关系，沉积构造与变动构造之比较2．线理：类型，成因，a线理和b线理3．劈理：破劈理，褶劈理，板劈理，片理；成因分析4．节理：类型，成因，与其它构造关系第四章构造岩基本问题1．基本类型2．构造岩类型3．构造岩特征第五章逆冲推覆构造1．几何结构：叠瓦式（前展式和后展式），双冲构造（duplex）2．组合型式：背冲，对冲，楔冲; 倾向腹陆式双冲构造（hinterland-dipping duplex）, 背形堆垛构造（antiform stack duplex）, 倾向前陆式双冲构造（foreland-dipping duplex）3．逆冲作用控制下的褶皱作用：断湾褶皱，断展褶皱，断滑褶皱，及其构造环境4．逆冲推覆构造发育的主要构造环境第六章韧性剪切带1. 基本类型和几何特征2. 糜棱岩的特征和鞘褶皱3. 剪切指向的判定和总位移量的测定第七章伸展构造和变质核杂岩1．伸展构造类型2．低角度正断层及最大有效力矩准则3．拆沉作用4．变质核杂岩5．伸展构造发育的大地构造背景第八章走滑构造与转换断层1．走滑断层特征和类型2．走滑断层不同部位的应力状态3．走滑拉分盆地、走滑挤压盆地、花状构造、牵引构造4．走滑断层与转换断层的区别第九章碰撞造山带1．造山带的概念与研究历史2．造山带的成因类型3．造山带构造样式与大地构造相4．造山带研究实例第十章岩石有限应变测量基础1．基本原理2．常用测量方法3．应用实例主要参考书：1.朱志澄主编1999, “构造地质学”,中国地质大学出版社. 武汉2.J. H. Davis and S.J. Reynolds, 1996, Structural Geology of Rocks andRegions.John Wiley and Sons, INC., New York.3. D. Robert and Jr. Hatcher, 1995, Structural Geology －Principle,Concept, andProblem. 2nd Edition. Prentice Hall, Enlewood Cliffs, New Jersey.4.Hobbs B.E., Means W.D. and Williams P.F., 1976, An Outline ofStructuralGeology, John Wiley and Sons, Inc., Canada. 刘和甫吴正文等译, 1982, 构造地质学纲要, 石油工业出版社. (显微构造、中尺度构造、大地构造，应力和应变分析等均作了概括介绍)。
海洋地质学
太平洋
洋底地形
（据E.J. Tarbuck,1987)
第一节 1942年前太平洋盆地的地质和地球物理勘探
• 瑞典和丹麦的海洋学者都趁着战争岁月发展新的设备并计划环 球考察。瑞典信天翁号考察队在赤道太平洋做过许多新型的地 质观测，包括大规模的详细回声测深剖面以及首批活塞岩芯样 品，揭露沉积物的更新世历史。丹麦加拉底亚考察队专门在大 洋最深的海沟中，在极端困难的情况下捞样，并发现了出乎意 外的生物化石。
各大洋面积、体积和平均深度
边缘的安山岩及 花岗闪长岩
少量
大量源于岛 弧的沉积物
红层
大洋盆地演化旋回中的各个阶段图
Ⅳ Ⅴ Ⅵ
威尔逊旋回对大陆构造分析的意义
●一个威尔逊旋回2亿年，意味着相邻的大陆在相同时限内发生 过大致相同幅度的水平运动，从而它所经历的自然地理环境、 距离特定板块边界的远近、以及由此导致的深部热体制、地壳 结构也必然会发生深刻的变化。
中太平洋值勤的美国军舰 凯普-约翰逊号 指挥官。记录测深 剖面，发现 “平顶海山”(guyot) 海底山脉。1946年发表文 章，提出是已沉没到1~2公里深处的古代沉溺岛屿。对其后几 年的许多地质勘探均有不少影响。
• 战争发展导致了马绍尔群岛北部的原子弹试验。试验涉及到对 海洋地质学的详细研究以及用地球物理技术和直接钻探法对珊 瑚环礁厚度进行测定。获得与许多地质问题有关的关键性资料， 显著地增加了海洋地质人员和设备的数量，对进一步持久的勘 探则永远有用
加利福尼亚海域的测深记录曾由谢泼德和艾默里(1941)绘成 等深线并研究，取过大陆架和陆坡样品，海图标有很多海底峡 谷(submarine canyon、海脊(ridge)和海槽(trough)的显著地 形。
海底地形与构造隆升演化研究
海底地形与构造隆升演化研究海底地形与构造隆升演化是地质学中一个重要的研究领域。
通过对海底地形和构造的观测和分析，可以揭示地壳变动的过程和机制，对于地质灾害的预测和防范，以及海洋资源的开发利用都有重要意义。
地球上大部分的陆地都是由海域构成，而海底地形与构造是海洋地质学和构造地质学的重要内容。
海底地形是指海洋底部的地貌形态，包括海底山脉、海底沟、海底平原等。
构造是指地壳的形成和变动过程，包括地壳运动、地震活动、火山喷发等。
地质学家们通过对海底地形和构造的研究，能够了解地壳变动的规律和机制。
海底地形的形成主要是由地壳运动引起的。
地壳运动受到地球内部的力学和地热作用的影响，通过板块运动和岩石圈的形成和变动，形成了地球上的地质构造。
海底地形的起伏变化主要是由板块运动造成的。
板块运动导致了地壳的分裂和聚积，形成了海山、海沟、大陆边缘等地质地貌。
构造隆升是指地壳上升的现象，也是地壳变动的一种表现。
隆升是地壳变动的一种重要形式，常常伴随着地震、火山喷发等自然灾害。
隆升的原因主要有两个，一个是地壳内部的构造变动，另一个是地球的自转和地热作用。
构造变动是地壳内部的岩石和板块运动引起的，而自转和地热作用会导致地壳的膨胀和收缩，从而引起地壳的隆升。
海底地形与构造隆升演化的研究是一个相对复杂的过程。
研究人员需要通过多种手段和技术，如地质勘探、地震探测、地球物理测量等，来获取地壳构造和地形的信息。
通过对地壳运动和地形变化的分析，可以了解地质构造的演化历史，预测地震的发生和规模，以及探测地下矿产资源。
海底地形与构造隆升演化研究对于社会的意义是巨大的。
首先，它可以帮助预测地质灾害，如地震、海啸等自然灾害的发生和规模。
其次，它对于油气资源的开发和利用有重要意义。
许多海底地形和构造是油气田的形成和富集的重要条件。
最后，它对于海底矿产资源的开发和利用也有指导作用。
总之，海底地形与构造隆升演化研究是一个重要而复杂的领域。
通过对海底地形和构造的观测和分析，可以了解地壳变动的过程和机制，对于地质灾害的预测和防范，以及海洋资源的开发利用都有重要意义。
海洋地球物理学名词解释
海洋地球物理学名词解释一、海洋地球物理学总论海洋地球物理学marine geophysics：研究地球被海水覆盖部分的物理性质及其与地球组成、构造关系的地球物理学分支学科。
海洋地球物理勘探marine geophysics prospecting：简称“海洋物探”。
通过地球物理勘探方法研究海洋和海洋地质的工作。
海洋地球物理调查marine geophysical survey：利用物理学方法和仪器，测量海底地球物理性质及其变化特征，从而得出海底地质构造和矿产分布的调查方法。
海洋大地测量学marine geodesy：研究和确定海面地形、海底地形和海洋重力场及其变化的大地测量学分支学科。
海洋地质学marine geology：研究地壳被海水覆盖部分的物质组成、地质构造和演化规律的地质学与海洋学的边缘分支学科。
研究内容涉及海岸与海底的地形、海洋沉积物、洋底岩石、海底构造、大洋地质历史和海底矿产资源。
导航系统navigation system：覆盖全球的自主地理空间定位的卫星系统。
可以用小巧的电子接收器确定它的所在位置(经度、纬度和高度)，并且经由卫星广播沿着视线方向传送的时间信号精确到10m的范围内。
接收机计算的精确时间以及位置，可以作为科学实验的参考。
多普勒极定位Doppler pole position：利用多普勒频移效应进行定位的方法。
多普勒导航系统Doppler navigation system：利用多普勒频移效应实现无线电导航的机载设备。
由多普勒雷达、天线阵列、导航计算机和控制显示器组成。
惯性导航inertial navigation：依据惯性原理，利用惯性元件(加速度计)测量运载体本身的加速度，经过积分等运算得到速度和位置，从而达到对运载体导航定位目的的工作。
海上定位系统marine positioning system：为船舶安全航行、海道测量、海洋资源勘探等提供精准定位服务的系统。
(完整)海洋地球物理研究现状课件演示文稿精品PPT资料精品PPT资料
东海陆架盆地、钓鱼岛隆褶带重力低-高平稳变化异常区
还可以进将行观不测同延系拓统高的度的发解射析电延拓偶处源理和，所接得的综合异常能更加真实地反映深部地质构造变化规律。 收器用同一根拖缆串联。观测 时将串联拖缆沿测线拖曳，使 得偶极源和接收器同步向前移 动。
十年快速发展起来的海底浅层声探测技术。（金翔龙，2007）
海洋地震勘探
地震勘探总体上可以划分为：二维地震勘探、三维地震勘探、广角地震勘探、 以及多波地震勘探等几方面。根据不同的作业方式划分为：单船拖缆地震、双 船拖缆地震、深拖拽多道地震（DTAGS）、海底地震仪（OBS）、海底地震检波 器（OBH）、海底地震电缆（OBC）等类别。（柴祎等， ）
“ 海底地震仪（OBS）是一种将检波器直接放置 在海底的地震观测系统。在海洋地球物理调查和 研究中，可利用 OBS 监测天然地震，用于研究海 底洋壳和地幔的速度结构以及海槽演化动力等； 也可利用海洋人工震源及 OBS 探测海底地质构造、 海底油气资源、确定海底的弹性参数、粘弹性参 数和各向异性参数等等。
海洋地球物理研究现状课件演示文稿
海洋地球物理技术的 发展
东海地球物理研究
海洋重力勘探 海洋电磁法勘探 海洋地震勘探 寻找海底冷泉
调查进展 构造区划 重磁场特征 地质解释
1-1
海洋重力勘探
“ 海洋重力测量是海洋区调工作的常规工作手段 之一, 其主要目的是通过测量数据分析重力异常分 布特征和变化规律, 进而研究地质构造、地壳结构、 地球形态和勘探海底矿产等。 在海洋区调工作中, 以海洋重力测量为主, 在海 洋重力测量无法到达的勘测海区使用航空重力数 据和卫星重力数据作为补充。
第二章地球系统与海底科学
1)、太平洋：面积最大，占地表总面积1/3，海洋表 1)、太平洋：面积最大，占地表总面积1/3，海洋表 面积的1/2；平均深度4028m，东西最宽达半个赤道。 面积的1/2；平均深度4028m，东西最宽达半个赤道。 海底地形以东部洋脊为主；东北部为洋盆, 海底地形以东部洋脊为主；东北部为洋盆,上有断裂 带；中部海山集中, 带；中部海山集中,群岛很多；北部和西部多岛弧、 海沟和边缘海。 2)、大西洋：面积占世界大洋面积1/4，平均深度 2)、大西洋：面积占世界大洋面积1/4，平均深度 3627m。海沟4个，最深9218m。洋脊横贯南北。赤 3627m。海沟4个，最深9218m。洋脊横贯南北。赤 道窄，分南北大西洋，海岸形态：南：平直无附属海； 北：迂回曲折，多岛屿、港湾和附属海。 3)、印度洋：面积占世界洋面积的1/5，平均深度超 3)、印度洋：面积占世界洋面积的1/5，平均深度超 过大西洋，平均3897m。最深7450m。“入”字型洋 过大西洋，平均3897m。最深7450m。“入”字型洋 脊：由南而北扩张速度减小。 4)、北冰洋：面积最小，水深最浅，平均1200m。有 4)、北冰洋：面积最小，水深最浅，平均1200m。有 人称其为北极地中海。具有世界上最宽的大陆架： 1000km。 1000km。 5)、南大洋：南纬45度至南大陆间的广阔水域；具有 5)、南大洋：南纬45度至南大陆间的广阔圈层结构
１、结构: １、结构: 外圈：大气圈、水圈和生物圈 内圈：地壳、地幔、地核。 地壳:平均厚度15km，陆地较厚，平 地壳:平均厚度15km，陆地较厚，平 均33km，主要硅铝质（花岗岩）；海 33km，主要硅铝质（花岗岩）；海 洋很薄，平均6km，为硅镁质（玄武 洋很薄，平均6km，为硅镁质（玄武 岩）。 地幔：质量和体积分别占67.6%和 地幔：质量和体积分别占67.6%和 83%，由铁、镁、硅酸盐物质组成 83%，由铁、镁、硅酸盐物质组成 地核：相当于铁陨石；液体外核；固 体内核 软流层：该层地震波明显降低，成为 一个低速层。
海洋地球物理研究与海底探测声学技术的发展
参考内容
海洋声学目标探测技术是一种利用声波探测水中目标的方法，它在军事、海 洋资源开发和环境保护等领域都具有重要的应用价值。本次演示将介绍海洋声学 目标探测技术的现状和发展趋势，以加深人们对这一技术的了解和认识。
一、引言
海洋声学目标探测技术是一种利用声波探测水中目标的方法，具有隐蔽性好、 探测范围广、穿透能力强等优点。在军事上，海洋声学目标探测技术可用于侦察、 反潜作战、导航等领域；在海洋资源开发中，可用于水下考古、海底资源开发和 海洋工程等领域；在环境保护中，可用于水体污染监测、渔业资源保护等领域。 因此，海洋声学目标探测技术已成为多个领域不可或缺的一项技术。
未来，海底探测声学技术将朝着更高频率、更远距离、更精准定位的方向发 展。高频率声波可以提供更高精度的海底地形地貌信息，更远距离的声波传输可 以扩大探测范围，更精准的定位技术可以提高海底目标识别的准确性。此外，声 学技术还将面临深海环境中的挑战，如高压、低温、黑暗等因素的影响，需要进 一步完善和发展适应性强的声学探测设备和技术。
二、研究现状
海洋声学目标探测技术的研究现状主要包括声学探测基本原理、技术分类和 应用领域等方面。
1.声学探测基本原理
海洋声学目标探测技术的基本原理是利用声波探测水中目标。当声波在水中 传播时，遇到目标后会反射、散射和吸收声波能量，通过对这些声波信号进行处 理和分析，可以获得目标的位置、速度和形状等信息。根据不同的应用需求，可 以采用不同的声波频率和波形，以达到最佳的探测效果。
在当前阶段，海洋地球物理研究正朝着综合化、精细化、深层次化方向发展， 研究者们利用多种地球物理方法，诸如地震波探测、电阻抗成像、地热流测量等， 进行大范围、高精度的海洋底部地质调查。声学技术在海洋地球物理研究中的应 用日益广泛，成为解决诸多科学问题的关键技术之一。
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通过比较前人从理
论地磁得出的核幔接口 流体运动速度和从地震 学得出的下地幔结构.发 现地磁极变化路径与下
磁极中间，有一根与地理赤道很相近的圈线，即磁倾角为零的
那条等值线，称为磁赤道。
(一) 地磁要素
地球磁场特征可用地磁要素—磁场强度(F)、地磁倾角(I)和地磁偏角(D) 来确定。磁场强度F以奥斯特为单位，即对于一个单位磁极的作用力等于1
达因时的磁场强度。由于地磁场强度不超过0.68奥斯特，为了方便起见，
方成反比。赤道半径比极半径长21.385公里，所以赤道上的引力是981.4伽， 两极的引力为983.2伽，二者差1.8伽。某处的离心力与该处地球自转线速度 的平方成正比：赤道上离心力最大，为3.4伽，在两极为零。重力加速度由 地面引力减去离心力得到，在赤道处为978.0318伽，两极处仍为983.2177 伽。由此可见，在相同高度的情况下，由纬度变化而引起的重力差异不超 过5.2伽。赤道和两极的重力之比约为189/190，即一个物体在赤道上是189 公斤，它在两极处将是190公斤。
1.1 地球的基本知识
2.地球表面特征和物理性质
五、地球内部的压力
地面上的物体受到大气的压力，地下的物体不但受到大气压力，
而且受到岩层的压力。地球内部压力P的大小，取决于深度h（岩 层厚度），平均密度ρ和平均重力g三个因素，即： P = ρgh 在离地面不太深的地方，深度每增加1公里，地下压力约增加 270个大气压（取岩石密度2.7克／厘米2，g＝980伽）。地心处的 压力，可能为350万大气压。尽管地心处物体没有重量，但是由于 该处要承受自地面到地心6371公里的岩石柱全部压力，所以是全球 压力最大的地方。
2.在地面以上，重力值随高度增加而减小：大约升高1公里降低
0.3086毫伽。
(二) 地球内部重力分布
地球表面最大的离心力只有3.4伽，为引力的1／288。地 面以下，离心力更弱。因此，地球内部重力场可以简单地看作 是地球的引力场。 一般认为，从地面到地下2900公里深处，重力值大致随
深度的增加而增加。在地下2900公里处达到极大值，约为1080
地幔地震波高速区相对
应,这表明 地磁极性倒转不仅 与外核流体运动相关， 还受控于下地幔结构的
变化
来正在研究。
地球内部的温度、压力、重力、密度示意图
1.1 地球的基本知识
2.地球表面特征和物理性质
七、地球的磁场
地球是一个磁化球体，磁针在地球表面上由于受到磁力的
作用而指向南北方向。地球的磁北极吸引着磁针的南极，而磁 南极吸引着磁针的北极。据人造地球卫星高空测量计算，现在 地磁北极的位置为北纬78.50，西经690。地磁北极和地磁南极 的连线叫地磁轴。地磁轴与地球自转轴的交角为11.50 。两个
地磁场总强度T：致沿纬度分布。由磁赤道向两极逐渐增大。
(二) 地磁场的变化
地磁场的变化可分为长期的和短期的。短期变化 又可分为平
静变化和干扰变化两类。平静变化指经常出现、有一定周期和规律的变化， 它包括有：与日、月、地相对位置有关的太阳日变化及季节变化。干扰变 化的原因较多、较复杂：小的干扰变化大都是地区性的，大干扰则是全球 性的，其中磁暴变化的幅度可达几千伽马。磁暴与太阳活动、空间电流、 宇宙线、极光和高空辐射带等现象有关。 消去各地磁要素的短期变化后，就可得出地球基本磁场的 长期变化 。
根据X、Y、Z或H、D、I，我们便可以确定地磁场强度的大小和方向。磁
倾角I在磁赤道处为零，向南或向北倾角逐渐加大，当磁倾角为900 时，水 平强度H为零，该地点就称为磁倾极，它的位置是在不断变化的。
等偏线：汇聚在南、北两磁极区，将全球分为负偏区和正偏区。
等倾线： 大致平行纬度线，零倾线在赤道附近，称为磁赤道。
1.1 地球的基本知识
2.地球表面特征和物理性质
三、地球质量和平均密度
根据万有引力定律，地球的近似质量M=gr2/G≈5.97×1027 克。
地球的平均密度为5.52克／厘米 3 。一般情况下，地球内部的密度 随深度而逐渐增加。根据地震波速变化和某些假设，可推导地球内 部密度。
例如，布伦密度分布模式(K．E．Bullen，1970)假设：① 地球近似由同心
常用伽马(r)为单位。1奥斯特等于105伽马。F在水平面上的投影H称为水 平强度，它的垂直分量Z称为垂直强度，它与水平面的夹角I为磁倾角，及
与正北方向的夹角D为磁偏角；在习惯上，磁偏角是指地磁北极对于地理
北极的偏角。地磁北极在地理北极以东称为偏东，为正；在地理北极以西 称偏西，为负。此外，水平分量H还可以分解为向北(X)和向东(Y)两个分量。
1.1 地球的基本知识
2.地球表面特征和物理性质
六、地球内部的温度
(一) 垂向温度分布
地球内部，深度愈大，温度愈高。地表以下40-50公里，每
公里增温20-30℃。再向下，增温减慢。研究表明，在地球的表
层即地壳部分，温度升高很快，进入地幔以后温度升高的速度降 低，到了地核，温度虽有升高，但速度更为缓慢，直至地心达到 最高温度。估计，核幔边界的温度在2480℃以上，地心的温度 不超过3000℃。
地质构造及地质年龄的新老等）而改变，在前寒武纪地盾和海
沟区热流值最低，海岭、弧后盆地和大陆裂谷区的热流值最高。
(三) 地球内部的热源
研究表明，岩石中放射性元素含量最多的是酸性岩。1 吨花岗岩(含铀18.5克和钾337900克)，每年可产生8.2卡的 热能。由此推算，地球内部只要有20公里厚的花岗岩层，就 能弥补每年通过地表向外流失的热量。但酸性岩密度较低， 仅集中在地球的上层—地壳中，它们之中所含放射性元素产 生的热能只能影响地球的上部。地球深部的热源问题，近年
磁赤道以北，磁倾角为正，以南为负。 I=900偏为磁北极，反 之为磁南极。磁南、北极的位置随时间变化，甚至发生倒转。
地磁场水平强度H：大致沿纬度排列。赤道附近最大，两极
处为零。全球各点H都指向北。
地磁场垂直强度Z：大致与等倾线相似。磁赤道上为零。向
两极绝对值增大。北半球Z方向向下，为正值；南半球Z方向 向上，为负值。
（B）扰动变化：偶然发生、短暂而复杂的变化。例如磁
暴、地磁脉动等。 磁暴：一种几乎全球同时发生的强烈磁扰动。一般认为与太阳
黑子出现有关。
中国佘山磁暴曲线
长期变化：随时间变化缓慢，周期长
伦敦磁偏角和磁倾角长期变化图
(三) 地磁场的成因
现在流行的成因说是自激发电机假说。它主要的依据是：
①地核是一个导电的流体；
1.1 地球的基本知识
2.地球表面特征和物理性质
四、地球的重力
地球上的任何质点，都受到地球引力和地球自转所
产生的惯性离心力的作用，这两种力的合力就是重力。
重力场强度在厘米· 秒制中，单位为达因／克，即 克·
厘米／ 纬度和高度对重力的影响
1.地面重力随纬度改变而不同：引力与质量成正比，与地心距离的平
伽。从2900公里到地球质心，因地核物质密度很大，致使质量 减小的影响远大于距离减小的影响，重力急剧减小。地心处整
个地球对于质心的引力完全互相抵消，重力值为零。
地球内部重力的垂直分布(布伦)
深度(公里) 0 15 60 350 650 850 2700 2878 4561 4711 5161 6371 重力加速度(厘米／秒2) 982.2 983.2 984.7 994.3 998.1 996.1 1050 1080 630 590 430 0
(二) 大地热流 大地热流
单位时间内自地球内部高温处向地球表面低温处
在单位面积上流过的热量叫作大地热流。据研究，地表热流平 均 值 约 为 60-70mW/m2 ， 现 在 每 年 流 出 地 面 的 热 流 约 为
2.4×1020卡，相当于300多亿吨煤燃烧放出的热量。
热流值的分布 无论在大陆或海洋都随具体的地质环境（如
地面各点长期变化不同，地磁变化率最大的地点，称为长期变化焦点。这
些点目前在缓慢地向西移动，平均每年移动约0.30。有人认为，这种向西漂 移，可能是由于地幔和地核在转动上的差异造成的。
短期变化： （A）平静变化：按一定周期连续出现的平缓而规律的变
化。例如地磁日变、季变等。
不同季节磁场垂直分量Z的日变曲线 不同纬度上磁场垂直分量X、Y、Z的日变曲线
球层组成，平均地壳厚度15公里；②地幔顶部密度3.31克／厘米3；③设地心的
密度为13克／厘米3；④取地球转动惯量为0.3309Mr2。采用各种经验关系式和其 他有关数据，他得出：地球内部密度分布 0-15(2.0-2.84) 15-350(3.31-3.52) 350-850(3.56-4.44) 850-2878(4.44-5.62) 2878-4711(9.89-12.26) 5161-637l(12.7-13.0)