海洋地球物理资料 - 副本

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1、1.垂线偏差；大地水准面上某点的重力方向与相应的正常重力方向之间的夹角。2.重力异常；大地水准面上的重力值与相应点在地球椭球面上的正常重力值之差。或地球自然表面上的重力观测值与相应点在近似地形面上的正常重力值之差。3.交叉耦合效应（CC效应）：水平干扰加速度和垂直干扰加速度的合并影响。4.厄特费斯效应：因为重力是地球引力与地球自转所产生离心力的合力。测量船向东航行的速度加在地球自转速度上使离心力增大，就出现所测重力比实际重力小，测船向西航行时则反之，所测重力比实际重力大。这种由于科里奥利力对安装在航行船只上的重力仪所施加的影响就是厄特费斯效应。5.人工地震测量：通过

2、人工的方法激发地震波，研究地震波在地层中的传播情况，查明地下地质构造，是寻找油气田或其他勘探目标的一种物探方法。6.地震波反射测量：通过测量地层界面反射信号的到达时间来确定海底地层形态构造的。7.叠前噪声压制：地震道的叠加简单说就是两个或更多时间序列的采样点对应相加，其目的是提高信噪比。对一般地震资料而言，高频端的噪声相对突出，而高频信号对高分辨率处理又是至关重要的，因此，压制叠前噪声是高分辨率处理的重要环节。P2188.地磁要素梯度：9.地磁要素：T地球磁场总强度、H水平强度、Z垂直强度、X为H的北向分量、Y为H的东向分量、D磁子午面与地理子午面之间的夹角（磁偏角

3、）、I为磁倾角，向下为正，向上为负7个物理量称为地磁要素。10.相对重力测量：通过两个点上所获取的物理信息的差异推算出两点之间的重力差。通过重力基点已知的重力信息，将绝对重力值传递到各个测点上。相对重力测量可采用静力法或动力发来测定。前者通过测定不同点上用来平衡该点重力的平衡力的大小获取重力差的信息；后者通过测定不同点上作有规律的周期性运动的各种物理参数的变化获取重力差的信息。11.测量航迹线复原（航迹线拟合）：测船在海上受风流、浪、涌等各种因素的影响，测量航迹线呈波动式变化。为让所有点都参与平差计算，必须建立起测点与测点之间的函数模型,这项工作称为测量航迹线复原。

4、12.重力：重力是质量和重力加速度的乘积。13.扰动位：地球外部一点上重力位与正常重力位之差T=W-U；14.波茨坦系统：从1906年到1966年，国际公认德国波茨坦绝对重力点为世界重力基点，从该系统出发推算的重力值成为波茨坦系统。15.海洋重力仪：在海面海洋中某一深度的水体中或海底测定重力值的仪器。16.重力仪器零点漂移（仪器掉格）：由于海洋重力仪灵敏系统的主要部件，如弹簧的老化和其他部件的逐渐衰弱而引起重礼仪的起始读数的零位在不断的改变。17.Snell定律：在地震波中，反射射线和反射面的法线之间的角度等于入射射线与反射面的法线之间的角度。18.地震波折射测量：

5、是利用地震波在岩层中折射传播的特点，来测定海底地壳组成及其构造的。在测量过程中，是利用两艘调查船完成的，一艘激发地震波；另一艘接收折射地震波。19.浅海人工地震：人工地震为人们利用人工震源激发产生的地震波。浅海的人工地震能够采用许多陆地上不能使用或难以使用的方法，这是海上人工地震的一大特点。20.面波压制：利用面波的频率特性和线性特征识别出面波后，采用减去法达到压制面波的目的。同单纯的滤波方法相比，该方法充分保留了不具有线性特征的低频有效信号，而且压制效果也比单纯的滤波方法好。1.简述旋转椭球需满足哪些条件才能称之为水准椭球？目前以水准椭球作为正常椭球，采用stoc

6、kes方法确定正常重力场1，他绕自己的短轴均匀旋转2.它的质量中心与几何中心重合3。他的重力位水准面是一簇旋转椭球面，椭球表面只是其中一个。2.如何布设海洋重力测线？重力测线布设要根据任务和条件确定测量比例尺和测网宽度，不同比例尺的测量采取不同的测网密度，通常在近海进行重力测量，1:100万比例尺的测量主副测线间距不大于20km×100km，1:50万比例尺测图不大于10km×80km，1：20万比例尺测图不大于5km×60km。主测线（剖面）垂直区域地质主要构造线方向，联络测线（副测线）垂直于主测线；重力测线可随磁场或多波束调查测线进行布设；相邻图幅，前后航次，不

7、同仪器之间的结合部要有检查测线或重复测线。3.地磁场分布有哪些特征？4.请简述惠更斯原理（波前传播原理）？假设在弹性介质中，已知某一时刻t1波前面上各点，则可把这些点看做新的振动源，从t1时刻开始发生波向外传播，经过&t时间后，这些子波的波前所构成的包络面就是t1+&t时刻的新的波前面。5.海上地震数据处理有哪些任务？根据地震波的传播理论，利用计算机对野外取得的资料进行各种处理和加工，取出各种噪声，突出有效信号，得到反映地下地质构造的大概形态的地震剖面以及相关的地震波速度资料，最终的地震资料的解释质量取决于地震数据处理的质量。6.重力测量基点可以分为哪几种类型？