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地球勘查技術 - Coggle Diagram

- - - - 折射震測
        
        測定震波傳播經地層折射傳回之時間，藉此計算分析地層性質及深度
        
        對大傾角地層具良好解析結果，不因地形起伏而影響解析結果
        
        對水平逆轉(低速度層位於高速度層下)及厚層夾薄層的解析力較差，水平逆轉使折射波朝地心傳遞，無法傳回
      - 反射震測
        
        對水平逆轉(低速度層位於高速度層下)具良好解析結果
        
        對大傾角地層解析力較差，大傾角地層界面易使反射波無法傳回地面，且地形起伏會影響解析結果
        
        分析震波於地層界面反射之震波歷時記錄經震波速度分析，繪出地層剖面
      - 震測技術
        
        原理
        
        利用地震波行經區域性質不同，改變震波速率或傳遞方向獲得震波傳遞訊息，分析繪製地球內部震波路徑圖可取得地球內部結構
        
        類型
        
        實體波
        
        可在地球內部傳播
        
        P(壓縮波)
        
        質點運動和波傳播方向一致
        
        波速最快、屬於縱波
        
        可在任何狀態介質中傳遞，在地表造成上下震動
        
        S(剪力波)
        
        質點運動與波傳播方向垂直
        
        波速次快、屬於橫波
        
        可在固體介質內部或非氣體介質表面傳遞，在地表造成左右晃動
        
        表面波
        
        沿地球表層或地球內部界面傳播
        
        LQ(洛夫波)
        
        質點沿著水平面產生和波傳播方向垂直的運動
        波速次慢、屬於橫波，在地表造成左右晃動
        
        LR(雷利波)
        
        質點沿著平行於震波傳播的垂面以橢圓形軌跡震動，波速最慢、屬於混合波，在地表造成混合搖動
      - 震波速率變化
        
        將已知震源的震波傳播時間和地震測站的震央距離作成關係圖，可得到P波和S波的走時曲線
        
        發現P波和S波的走時曲線隨時間向距離軸彎曲，表示2種波傳播距離愈長，波速愈快，可推論震波穿過地球內部愈深時，波速愈快
      - 震波走時應用
        
        1909年莫霍洛維奇發現震波走時曲線在一定距離後會出現明顯偏向距離軸，因地震測站距離越遠，地震波所經過深度相對越深
        
        表示在地下深處應有另一種構造與淺層地質的組成成分不同，進而提出莫氏不連續面的觀念區分地殼與地函的交界
        
        當地震發生後，震波在地球內部傳遞初期的震波Sg主要在地殼傳遞因震波傳遞越遠，其經過深度會增加而其遇到莫氏不連續面時會出現反射與沿莫氏不連續面前進的震波Sn震波Sn會以較快速度前進故在走時圖上可分析出另一條行進較快的波相
        
        若將地震儀環球擺放所測得的各地震波走時圖組合後，發現部分區域的震波消失
        
        S波距離震央103°到180°間消失，稱為S波陰影區P波距離震央103°到143°間消失，稱為P波陰影區P波距離震央143°後再出現但波速明顯變慢，稱為P’波(折射P波)
        
        古登堡(古騰堡)根據此觀測推論出地球內部具有地核構造使S波無法穿透、P波減慢並提出古氏不連續面的觀念區分地函與地核的交界
        
        雷曼(萊曼)在陰影區中再發現微弱P波其推測此震波應由震源穿透地核但波速卻與P’波不同故其推論地核內應存在速度更快的內核並提出雷氏不連續面的觀念區分外地核與內地核的交界
      - 震波類型
        
        震波在傳遞過程中因經過界面而產生折射、反射或轉換為其他波
        
        K：外核P波
        
        P：地函P波
        
        I：內核P波
        
        S：地函S波
        
        J：內核P波
        
        c：函核邊界反射(CMB)
        
        i：內核邊界反射(ICB)
      - 震波分層依據
        
        利用震波在特定界面出現的波速變化進行分層該界面又稱為不連續面
        
        五大不連續面
        
        根據變化的差異又可分為初級不連續面與次級不連續面
        
        次級不連續面
        
        康拉德氏不連續面
        
        為地殼矽鋁、矽鎂分界
        
        深度大於此界面後，S波躍增
        
        界面上為矽鋁層(由密度小顏色淺岩石組成，和花岡岩相似)，界面下為矽鎂層(由密度大顏色深岩石組成，和輝長岩相似)
        
        雷曼氏不連續面
        
        為內、外地核分界
        
        深度大於此界面後，P波躍增、並產生次生S波
        
        界面上為液態外地核界面下為固態內地核
        
        間接由地核的物理特性配合分析外太空的隕石成分推論出組成地核的物質應以鐵與鎳為主
        
        雷波蒂氏次級不連續面
        
        上下地函交界面交界
        
        初級不連續面
        
        古氏不連續面
        
        為地函、地核分界，深度大於此界面後，P波減速、S波消失
        
        界面上為固體地函，界面下為液態地核
        
        莫氏不連續面
        
        深度大於此界面後，P波和S波的速度都會明顯增加
        
        界面上為地殼剛性岩石，界面下為地函剛性岩石
        
        為地殼、地函分界，又稱為莫霍面、莫荷面
- - - - 在自然環境中藉由觀察地形、地層剖面,來了解地殼構造
      - 經過岩相、沉積構造、沉積年代等判斷分析後
        可推求該地的地質歷史事件
      - 在沉積岩沉積過程中，常受到當時環境或生物影響
        而形成一些特有模式，稱為沉積構造
        
        水平岩相
        
        反映同一時期不同空間上的差異
        
        垂直岩相
        
        反映同一空間上不同時期的差異
        
        交錯層(偽層)
        
        外營力方向與重力不同所造成
        
        基本判讀：
        上新(交角大)下老(交角小)
        
        交角判讀：
        重力方向、外營力方向
        
        可判斷倒轉
        
        波痕(多種樣貌)
        
        淺水水域或風沉積過程生成波狀起伏構造
        
        因水流或波浪、風等介質運動形成
        
        基本判讀：
        上新(尖角)下老(圓弧)
        
        可判斷倒轉
        
        粒級層
        
        同沉積層理中沉積顆粒規律性
        
        粒徑大小沉積速率差異造成
        
        基本判讀：
        上新(粒徑小)下老(粒徑大)
        
        可判斷倒轉
        
        基底礫岩
        
        不整合面上因侵蝕形成的礫石
        
        小型礫石緊貼侵蝕面，可視為包裹體應用
        
        基本判讀：
        上新(有礫石)下老(無礫石)
        
        可判斷倒轉
        
        泥裂
        
        沉積乾燥後龜裂向下延伸成尖角
        
        淺水區域受乾涸影響生成
        
        基本判讀：
        上新(V字開口)下老(V字尖端)
        
        可判斷倒轉
        
        生痕化石
        
        生物在沉積物上所留下痕跡
        
        多為足跡或巢穴(因重力凹陷)
        
        基本判讀：
        上新(無凹陷)下老(有凹陷)
        
        可判斷倒轉
        
        凝灰層
        
        火山灰沉降形成凝灰岩連續分佈
        
        不同地區凝灰分佈可進行連續比對
        
        侵入變質
        
        高溫岩漿侵入原有地層造成周圍變質
        
        岩脈周圍接觸變質差異，可判斷先後順序
        
        傾斜儀
        
        使用
        
        地層在空間中的位態可以使用傾斜儀測量
        
        主要構造
        
        羅盤、測角指針、固定器以及水準氣泡
        
        使用手機APP-地質羅盤
    - - 開挖槽溝的方式來了解淺部地層的結構
        為地質科學中常用研究地表斷層與摺皺的方法
      - 在地表垂直於岩層走向或構造挖掘長條型槽溝(深度約3~5m)
      - 可由溝壁所呈現的岩層結構，推論地層中曾經出現過的地質事件
    - - 對地殼進行直接的觀測，收集地殼組成物質與結構
        探索地殼深部以及監視地震活動
      - 利用鑽探取得柱狀的岩芯樣本
        代表不同深度的岩石性質
        
        岩芯分析為鑽探中極重要的步驟，經由岩相、沉積結構、顆粒粒徑、化石、岩層間接觸關係、放射性定年法等，來推論該地區可能發生過的地質事件
      - 大陸鑽探
        
        位在俄羅斯的科拉半島(Kola),鑽探深度為 12261 公尺
        挖出 27 億年前的岩芯紀錄,為全世界最深鑽孔
        
        研究地震波速不連續(上部與下部地殼間、康拉德不連續面)位置
        物理狀態、化學組成與地質特性(包括溫度與液體在地殼中的特徵)
        
        大陸平均地殼厚度為 35 公里,鑽探約只到地殼的 1/3
      - 海洋鑽探
        
        深海鑽探計畫(DSDP):挑戰者號，岩芯樣本(地磁倒轉記錄)證實海底擴張學說、奠定板塊構造學說基礎、取得中生代末大滅絕事件原因的證據
        
        海洋鑽探計畫(ODP)成功:果敢號，歷來最久最大的國際合作計畫,於各大洋採集岩芯、取得海洋地殼結構分析證據、全球環境變遷之證據
    - - 一般火山活動噴出物可分為固體、液體、氣體三類，針對火山活動噴出物分析，可推論地體構造環境與岩漿變化過程
      - 典型分析為分析岩脈所含的捕獲岩
        可推論地函成分