层序地层模拟系统的主要地质与数学模型
层序的基本概念在18世纪晚期即已提出，认为地层的顶、底界是不整合的单位。但第一次明确提出层序一词，并用于北美大陆古生代地层划分的是斯洛斯。到了20世纪50年代后期，美国地质学家韦尔等，在研究了大量资料的基础上，于1965年提出了第一代的全球海平面相对变化曲线和地震地层学基本原理，成功地解决了北海盆地的中生代地层划分，引起了石油地质界的重视，并于1977年出版了《地震地层学在油气勘探中的应用》一书。它标志着地震地层学的诞生和层序地层学的奠基。1987年，美国哈克、韦尔、哈登博尔等，在总结各项成果的基础上，提出第二代海平面相对变化曲线，并系统地提出层序地层学的基本理论与概念。出版了《层序地层学原理》，它标志着层序地层学进入成熟和蓬勃发展阶段。 层序地层学是在地震地层学的基础上发展起来的，它概括了地震地层学的基本概念和方法，并综合了生物地层学、同位素地层学、磁性地层学、沉积学和构造地质学的最新成果。其基本原理是构造运动、全球绝对海平面的变化和沉积物供应速度综合作用的结果，产生了地层记录，也可称作地层信号。这些记录反映了上述诸作用的规模、强弱、持续时间和影响范围。其中，构造作用与海平面变化的结合，引起了全球性相对海平面变化，它控制了沉积物形成的潜在空间。构造作用与气候变化的结合，控制了沉积物的类型和沉积数量，以及可容纳空间中被沉积物充填的比例。而河流和海洋环境中的沉积作用，又由于水流与地形和水深间的相互影响而引起不同的岩相分布。 上述作用按其规模可以分为六级：持续时间大于5000万年的称为一级周期，500～5000万年的为二级周期，50～500万年的为三级周期，10～50万年的为四级周期，1～10万年的为五级周期，小于1万年的为六级周期。一级周期的起因是地壳的拉张、负载引起的地壳下挠、地壳的热冷缩等，其地层记录表现为沉积盆地的形成与发展；二级周期的起因是板块边界的调整、热的扰动、大洋盆体积的变化等，表现为大规模的海进-海退旋回、大规模的大陆淹没；三级周期的起因是局部或区域性的应力释放、气候的变化、水体体积变化引起的海平面相对变化，地层记录表现为褶皱、断层、岩浆活动、刺穿作用和层序地层学的基本单位沉积层序的形成；第四、五、六级周期的起因分别是气候和水体体积的变化、地球轨道偏心率的变化、地轴倾角的变化以及岁差引起的米兰科维奇频率。一般认为，海平面的升降是全球性的，而构造活动是地区性或区域性的。尽管后者的强度通常明显地大于前者，但是构造活动只能增强或削弱层序的边界不整合面和层序内部的沉积间断面，但不能制造这些面。层序地层学主要根据露头、测井、地震资料和高分辨率的生物地层学断代资料，进行沉积层序分析，解释层序、体系域、准层序，建立年代地层框架；根据层序边界编制构造沉降和总沉降曲线，并解释盆地的地质历史将板块碰撞或离散事件、重大海进-海退旋回、岩浆活动、重大不整合面等构造事件与地层特征联系起来，进行构造-地层综合分析，划分构造-地层单元、编制相应图件、利用计算机模拟它们的发展历史研究层序内部的不同绥次地层单位，包括沉积体系域、沉积体系、准层序组和准层序。确定其地层分布模式和相带分布；编制年代地层框图、海面升降曲线、古地理图件、岩相图件等，以进行综合解释圈定有利生油和有利于形成油藏的地段，提出可供勘探的井位，圈定有利于形成其他矿产，如煤、铁、磷灰石等沉积矿床的地段，提出可供勘探的靶区。层序地层学的诞生，提出了一系列新的概念。依照这些新概念，几乎一切与沉积地质学有关的学科，都要接受重新检验和研究。层序地层学下一步重要发展方向是建立和完善不同构造、环境背景下的不同级次的层序地层模式，特别是目前研究薄弱的陆相环境以及元古宙的模式；改进和完善全球海平面相对变化曲线，以及统一的年代地层表；在层序地层学理论与高分辨率地震岩性勘探和计算机技术相结合的基础上，实现油藏、气藏、煤田和沉积矿床等的钻前预测和合理的资源开发。
1．基本层序：层序是由不整合面或其对应的整合面限定的一组相对整合的、具有成因联系的地层序列（Mitchum等，1977）。小层序和小层序组是层序的地层建造块（Van Wagoner等人，1990）。层序也称基本层序、沉积层序，也称为“三级层序”。对层序涵义的理解和划分，目前比较统一。
2巨层序或大层序：层序地层学术语体系中的Megasequence一词争议最大，目前对其理解和解释尚未完全统一。 随着层序地层研究的不断深入，大多数研究者认为它是比层序大得多的最高一级层序，可以与旋回层序中的一级旋回对应，包括若干个层序。 在层序地层分级体系中应为一级层序。
3．超层序：超层序是比层序大的二级层序，包括几个层序，也有的学者认为它与巨层序或大层序相当。一般认为超层序应是比巨层序小比层序大的一类层序，是与二级旋回相对应的二级层序。据Vail等人（1988）分析，大部分超层序是在相对海平面变化的二级周期（超周期）期间沉积的，是从水域最大到最小时期沉积的地层层序。
4．构造层序：构造层序是以古构造运动界面为边界的一类层序。盆地形成、演化至消亡，再从形成到消亡是一个连续的地质演化过程，因而构造层序被认为是一个巨型盆地充填序列，每一个构造层序代表一个具有特定充填类型的原型盆地充填序列，具有特定的地层或岩性组合，形成于不同的地壳演化阶段和构造环境（林畅松，1995）。因此，可以认为构造层序与巨层序或大层序相当，是一级层序。
5．亚层序：是比层序小，比小层序大的层序。但这一级层序一般不单独划出，有时与小层序级别相当。因此，亚层序不常使用。
6．小（准）层序和小层序组：小层序是由海泛面及其对应面所限定的一组相对连续的、有成因联系的层和层组。在层序中的特殊位置上，小层序可能要么上面、要么下面被层序界面所限定（Vang Wagoner，1985；Van Wagoner等人，1987，1988，1990）。
7小（准）层序：parasequence一词国内翻译有不同的术语，如“准层序”、“副层序”、“亚层序”、“小层序”等。“准”或“亚”都带有略差一些或稍低一点的涵义，而实质上sequence和parasequence在等级上差别较大。 将parasequence译为“小层序”较之其它译名更能准确地反映其原本含意，因为一个层序要包括十几或几十个小层序，两者存在组别上的差异（李思田，1992）。作为一种沉积实体，小层序往往是某一沉积体系域中的一个沉积旋回的产物。因此，本书采用小层序这一术语。
8小层序组是由主海泛面和其对应面所限定的一组有成因联系的小层序组成的具有显著叠置方式的地层序列（Van Wagoner，1985；Van Wagoner等人，1987，1988，1990）。小层序组内的小层序叠置方式可以是进积式的、退积式的或加积式的（图1-4），这主要取决于沉积速度与可容空间腾空速度的比值，因此，一个层序内的小层序叠置方式是可以预测的。
9进积小（准、副）层序组：向盆地远处沉积的、连续的年轻小层序组，总体上，沉积速率大于可容空间形成速率（Van Wagoner等人，1990）
10加积小层序组：一组相互叠置的连续的组无明显侧向迁移的年轻的小层序组，总体上可容空间形成的速度近似于沉积速度（Van Wagoner，1990）。
11退积小层序组：以台阶状后退叠置的型式向陆地方向沉积的一套连续的年轻小层序。总体上，沉积速率小于可容空间形成的速率（Van Wagoner等人，1990） 1．不整合面：是一个将新老地层分开的界面，沿着这个界面有证据表明存在指示重大沉积间断的陆上侵蚀消截（或与之相对应的海底侵蚀）或陆上暴露现象。2．可容空间：由海平面上升或地壳下沉或这两种作用联合而形成的沉积物可以沉积的空间场所。指沉积物表面与沉积基准面之间或供沉积物充填的所有空间，包括老空间（早期未被充填遗留下的空间）和新增加的空间。这一空间是否完全被充填，取决于沉积物对盆地供给的速率。
3．海泛面和最大海泛面：一个分隔年轻的和年老的地层的界面，穿过此面水深明显增加。这种水深伴随着少量海底侵蚀或无沉积，但不伴有由河流回春或相的的朝盆地迁移引起的陆上侵蚀作用，包括异常陆上暴露，有一小的沉积间断。与海泛面有关的海底侵蚀界是变化的，其变化范围大致从几米到十几米，通常是几米，海泛面在滨海平原和陆架上有一个对应面（Van Wagoner等人，1987，1988，1990）。
初次海泛面：是Ⅰ型层序内部初次跨越陆架坡折的海泛面是水位体系域和海进体系域的物理界面。
最大海泛面：指的是最大海侵时期形成密集段或下超面，在盆地内分布范围最大，为划分海侵体系域和高水位体系域的界面。
4．全球海平面变化：全球海平面指一个固定的基准面点，从地心到海表面的测量值。这个测量值随洋盆和海水的体积变化而发生变化，与局部因素无关
5．相对海平面变化：相对海平面是指海平面与局部基准面如基底之间的测量值。 一个地区相对海平面变化是全球海平面变化和当地盆地沉降速率的函数，相对海平面变化与沉积物堆积无关，不能与水深相混淆
6．密集段或凝缩层（condensed section）
(1)密集段是薄的海相地层单位，由远洋到半远洋沉积物组成，以极低的沉积速度为特征。
(2)密集段往往以薄的但是连续的、发育潜穴的、轻微石化的地层（缺失面omission surface）的方式产出。
(3)密集段还可能以丰富的、多种多样的浮游和底栖生物组合、自生矿物（海绿石、磷灰石和菱铁矿）、有机质等为特征，并可能拥有较大浓度的铂族元素，如铱。
(4)密集段主要是由于相对海平面的相对快速上升，于海岸线的海进时期在大陆边缘形成，而大多数洋盆沉积物处于密集段定义范畴内，因为深海中沉积速度通常是低的（<1cm/1000a）
(5)作为一个薄的沉积单位，密集段在一个沉积层序的中部，从盆地伸展到陆架。因为密集段是由于相对海平面上升和海岸线突然海进造成的沉积速度极低时期产生的，密集段更具深远的重大意义。
(6)密集段把开阔大洋微古生物分带提供的时间地层框格与向陆方向的浅水剖面中的沉积层序提供的物理地层单位联系起来。
密集段代表了浅水和深水剖面之间的物理地层连接链环，并且是可以通过地震、测井和露头资料加以识别的。
(7)在地震剖面上，通常由高水位体系域的前积斜层的底面来证实，每个斜层都下超到下伏的海进和低水位体系域上。因此，下超面通常是密集段存在的一个很好标志。 在露头剖面中和测井曲线上，下超面被用来定义一个与密集相伴生的、在无沉积作用或者沉积作用极缓慢时期形成的一个面。海平面与沉降作用相结合的协同作用，产生一个大的、区域广泛分布的密集段。
(8)海绿石在海进体系域和密集段中是经常发现的，具有较高浓度钾的海绿石，在密集段中是常见的。因此，每个单独沉积层序内的密集段中海绿石的放射性年龄测定，对大陆边缘剖面中生物带产层的标定和沉积层序的年代确定方面，提供补充信息具有潜力。
下切谷（incised valleys）,也称深切谷
其形成和充填分两个阶段：一是在海平面相对下降时期，滨岸发生侵蚀作用，沉积物路过侵蚀谷而在低水位岸线处沉积； 二是在低水位晚期或海侵初期的海平面相对上升时期，谷内发生沉积作用。其沉积物由各种环境的不同岩石类型组成，如河口湾、辫状河砂岩、潮坪砂泥及滨岸沉积等。深切谷的邻区为地表暴露面，以土壤或根土层为标志。下切谷沉积为Ⅰ型层序的特殊沉积。
5.2.2.1 沉积作用
1.模型的物理假设
当泥沙被河流搬运入湖或入海时可形成巨大的堆积体。根据C.C.Betes等人（1953）的假设，在河流入口处可以被看作水力学上的喷嘴，河流流入静止的蓄水体时形成自由射流。在本模型中，通过河口外水流流速的计算，追踪泥沙的运动轨迹和沉积位置是沉积模型的主要目的。因此，该模块的主要内容是：（1）建立河口地区的水动力场；（2）计算泥沙颗粒的沉降速度；（3）计算泥沙在河口断面上的分布；（4）追踪泥沙颗粒的运动轨迹和确定其沉积位置。
一条河流由假定其横剖面为矩形的河道流入一个蓄水体中，当离开河床口时，河流中的淡水被假定为穿过浓度较大的盐水向外散布，如同一个平面射流，于是形成两个介质不同的层。这个模型采用直角坐标系，其坐标原点选在河口处河床底面的中心，取河流的主要流动方向为X轴，Y轴是水平的，并垂直于X轴，而Z轴是竖直方向的，其正值方向向上（图5—9）。
图5—9 定义矩形河床流入盐水盆地的示意图
2.河流水流运动的数学描述
根据G.F.Bonham—Carter和A.J.Sutherland等人所建立的模型，假设河流速度剖面满足如下方程：
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式中：
V（Z）：河床底面之上高程为Z处的河流速度分量；
Vp：河床内河流流向上的平均速度分量；
U：剪切速度，河床底面摩擦特性的度量；
k:Von Karman常数，即随悬浮沉积物的数量而变化的一个数值因子，假定k=0.4;
d：河床深度；
以无量纲表示上式，有：
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当水流以平面射流形式远离河道口运动时，水流速度的分布可分为无扩散带、流动建设带、既定流动区，见图5—10。
图5—10 流动场的平视图和立视图
a.描述具有三个不同流动范围的平面射流速度场的平视图b。（中心线剖面）立视图表示速度与时间的指数衰减关系并且说明淡水漂浮在盐水上面的两层体系的假设
在无扩散带，速度保持不变。所以：
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即河流流向上的速度分量等于河口处那个高度的初始速度；
在流动建设带，在河床中心部位的速度曲线是平直的，但在y方向上速度分布曲线类似高斯曲线
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在既定流动区，沿平行于y轴的直线测量的速度值的分布图类似于规则的高斯频率分布曲线，每一个这样的曲线都有一个随着距河口距离增加而线性增加的标准离差。
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所以统一写成：
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3.沉积物流量
在该模型中，河流被划分成若干个河管，在开放河道内某一深度处沉积物的浓度用下列方程来计算：
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Cz——河道上方高度为z处的沉积物浓度；
d——河道深度；
Ca——高度为a处的参考浓度；
a——参考高度；
p——Uω/k；
ω——静水中沉积物下落的速度；
为计算泥沙在河口整个断面上的流量，沿垂线将河口断面分为几个相等的区间对上式积分并乘以出河口流速U0，即可计算出第i区间的沉积物的流量；
为了计算沿着单独一个河管搬运的沉积物的全部负载量，需计算这个河管上方边界Zj和下方边界Zi之间每单位宽度s上的沉积物的流量
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令河道每单位宽度上的全部沉积物流量为S（ε，d），则在高度Zi和Zj之间沿着某一管道搬运的沉积物的负载量除以总负载量为：
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ε——由于速度系数f1（Z）不能应用于非常接近河底的流动而引入的一个很小的高度值，它等于沉积物颗粒直径的4倍。
给定总的沉积物通量（gs＝质量/单位时间），则单位宽度的河管沉积物通量可计算为
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n——横切河道宽度的河管数目；
从高度看：颗粒的实际沉降轨道是通过考虑作用在该颗粒上的力求得的。
假设在颗粒沉降轨道上任一点处的斜率dz/dx为－ω/u（x,y,z）；
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将上方程对x求通解即可。
G.F.Bohham-Carter和A.J.Sutherland（1968）对于考虑了横向扩展和垂向沉降的任何颗粒导出了求终点坐标（Xt,Yt）的通解。如果仅考虑河流流向上的沉积物颗粒降落位置，可用下式表示：
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若(Xt＞(区域3）：
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式中：
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河道内水流平均速度求取：
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式中：U——剪切速度；
D——深度；
B——河道宽度；
S——斜率；
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f——河底粗糙的摩擦系数；
实现步骤：
①把总的沉积物通量（质量/时间）分配在各个河管中，因此，通过每个单位宽度河管中的沉积物的质量是已知的。
②由方程（3.13）和（3.14）计算每个颗粒的终点坐标。
③由一个数组记录每个单位宽度河管的沉积物在河口前沉积的位置和数量，计算网格如图5—11所示。根据计算单位的大小以及所得到的沉积物的体积密度，在不考虑压实作用的条件下，把每一个单位宽度河管的沉积物的质量转换成某一地层的厚度，河道轴仅在一个很小时间内是平直的，流动的主轴方向很可能来回摆动，因此，对于每一个扇状体位置的转动角度都是利用具有均值为零和指定标准方差的高斯随机数产生的。
图5—11 河口区沉降模型使用登记网格
5.2.2.2 构造沉降
构造沉降是指由于地球动力作用，即在某种构造驱动力（例如岩石圈伸展变薄，热冷却，由于构造负载发生的扰曲响应等）作用下主动发生的沉降，我们运用地壳均衡原理来计算基底下降的幅度。这个原理的正确性得到各派构造地质学家的承认。如图5—12所示，地槽区接受了大量的沉积物，其基底下沉，下伏的地幔也受到压缩，水深变浅，而没有接受沉积的正常区仍保持原有的基底深度。但根据均衡原理，在地幔中，受压缩界面以上的各点所承受的压力是相等的，所以有：
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式中γw、γc、γs、γm、γq均为图5—12中各部分物质的比重。
负载沉降量用dm表示，则有：
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若考虑到海（湖）平面的升降变化（R），则实际沉降可表示为
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5.2.2.3 压实作用
由疏松的沉积物到岩石是一个成岩作用过程，在这一过程中，连续的沉积作用使下伏的沉积物受压实、成岩，使其孔隙度减小和厚度变小。因此，可用孔隙度的变化来反映沉积物受压实的情况。
压实作用的数学模型是基于沉积物机械压实原理，具有以下几点假设：
①地层在压实过程中，岩石骨架体积始终保持不变，且横向面积保持不变，纵向厚度随着地层体积变小而变薄。
②地层压实程度是由埋深决定的，具有不可逆性，即由于后期抬升使现在埋深不超过古埋深时，地层压实程度保持不变。
图5—12 基底沉降模型
根椐以上几点假设可得出如下数学表达式：
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式中：Φ（H）——地层在埋深H处所对应的综合孔隙度；
Φsh（H）、Φsd（H）、Φca（H）——分别为泥岩、砂岩、碳酸盐岩在埋深H处所对应的孔隙度；
Psh、Psd、Pca——分别为泥岩、砂岩、碳酸盐岩百分含量；
H、H3、H1、H2——分别为某套地层在两个不同深度所对应的顶界、底界埋深（m）。
地层压实方程（即孔隙度与埋深的关系式Φ（H））可以根据地层压实特征采用不同的表达式。正常压实情况下，Φ（H）可采用指数函数形式（Φ（H）＝Φ0e-CH）或多项式函数形式（Φ（H）＝CnHn+Cn-1Hn-1＋…＋CH+C0，其中Cn、Cn-1、…C,C0为待定系数，H为埋深）；欠压实情况下，Φ（H）可以采用分段函数形式
Φ（H）＝Φ1（H） a1＜H＜a2
Φ（H）＝Φ2（H） a2＜H＜a3
……
Φ（H）＝Φn（H） an＜H＜an+1
其中a1,a2，…an+1为各分段点所对应的埋深，且Φ1（H）、Φ2（H）、…Φn（H）在各拐点处连续或超压函数形式。
（5.26）、（5.27）、（5.28）三个表达式为压实作用模拟的数学模型。
求解以上方程可用牛顿叠代法，在迭代过程中设置一个误差值，直到满足误差要求，即可结束叠代。这样，便可求出不同深度的岩层在压实过程中，其顶、底深度的变化。
5.2.2.4 侵蚀作用
在沉积盆地的发育过程中，连续沉积是各类地质事件中最主要的一种。但其它的地质事件，如沉积间断、大面积的剥蚀也是常常发生的。它们对于沉积岩系的埋藏史有着不可忽视的影响。在沉积间断，特别是剥蚀期内，已埋藏的沉积物的成岩演化、已形成的地温场特征、沉积物的机械压缩作用和排水作用等都将改变原有的进程，或停止或改变方向。因此，在层序形成过程的模拟中建立剥蚀作用模型是不可缺少的。
然而，侵蚀作用的成因极其复杂，目前还没有一个十分合适、较为恰当的数学模型来描述。而且剥蚀量的计算和剥蚀期的确定至今没有成熟的方法，通常是采用多种方法，对它们的结果作比较，择最合理的选用之。
我们采用Pitman等人的侵蚀作用的数学模型。
假定区域高程的降低速率dyd/dt与平均高程y成正比：
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区域高程降低后，则引起均衡抬升，抬升量为：
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用Rsl代表海平面的变化速率，则有：
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由此导出平均高程随时间的变化关系为：
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其中：y——为地表平均高程，y0为起始高度；
k——为比例因子；
t——为时间；
ρc，ρm——分别代表地表及软流层物质密度；
Rsl——代表由各种因素造成的沉积基准面的变化。
重建变质地层系统和层序的方法和步骤
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层序地层分析基础
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变质地层层序和区域地层系统重建的基础
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层序地层学国内外研究现状及发展趋势
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石炭系层序模拟与分析
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新荣区18993639391： 地层层序的概念 - ？
容屠复方： 年代较老的地层在下,年代较新的地层叠覆在上.这就是著名的地层层序率,又称地层叠覆率. 地层层序律是确定同一地区地层相对地质年代的基本方法.当地层因为构造运动发生倾斜但未倒转时,地层层序律仍然适用,这时倾斜面以上的地层新,倾斜面以下的地层老.当地层经剧烈的构造运动,层序发生倒转时,上下关系正好颠倒. 地层层序律是对沉积物单纯纵向堆积作用而言.但实际上还存在侧向堆积作用,而绝大部分沉积岩层是侧向进积和纵向加积两种作用的结果.因此,地层层序律对局部或单个地层剖面是适宜的,而对较大范围的区域就不一定适宜了.
新荣区18993639391： 地质分层怎么分? - ？
容屠复方： 地质分层包括年代分层、岩性分层、层序地层等几个方面.年代分层是根据同位素测年、古生物化石组合断代等,确定地层的分层.岩性分层是根据各时代不同的岩性组合,确定界线.层序地层学是近年来新发展出来的一种地层学分类,根据全球相对海平面升降曲线划分地层时代.
新荣区18993639391： 剩余油可以用什么方法预测？
容屠复方：通过文献调研知,目前对于剩余油的研究方法基本有以下5种[1,2,6] 1、开发地质学方法 开发地质学是研究剩余油形成与分布的基础和主要方法之一,其核心内容是通过油 藏地质精细描述,揭示微构造、沉积微相及油藏非均质性对剩余油形成与...
新荣区18993639391： (二)构造沉降模型建立的方法和步骤 - ？
容屠复方： 1.构造沉降分析 地质历史中沉积盆地构造沉降记录于沉积地层中,它是反映盆地演化的一部良好档案,是恢复沉降中最可靠的资料来源.早在50年代,人们就认识到,因基底沉降和海平面上升产生的沉积空间通常要被沉积物充填.那么,地史中...
新荣区18993639391： 研究目标、研究内容、技术路线及工作流程 - ？
容屠复方： 1.4.1 研究目标 通过对宝鼎盆地晚三叠世含煤岩系岩石学、沉积学、层序地层学及聚煤作用的研究,分析内陆断陷盆地含煤岩系煤炭资源形成条件; 建立深部煤系高分辨率层序地层格架以及精细聚煤作用模式; 提出煤炭资源赋存规律,揭示不同...
新荣区18993639391： 地层与地层层序律是什么?地层与地层层序律是什么? ？
容屠复方： 地层是以成层的岩石为主体,在长期的地球演化过程中在地球表面低凹处形成 的构造,是地质历史的重要纪录.狭义的地层专指己固结的成层的岩石,也包括尚未固结成岩的松散沉积物.依照沉积的先后,早形成的地层居下,晚形成的地层在 上,这是地层层序关系的基本原理,称为地层层序律.
新荣区18993639391： 地层划分时主要考虑哪些地层的物质属性 - ？
容屠复方： 现在的地层划分一般是多重对比划分,地层划分对比的标准非常之多,最基本的是岩石地层,其指标是地层的岩性、岩石组合特点及旋回性等,岩石地层学是地层划分对比的基础,是一切地层学工作的基础.对于世界性的地层划分和对比,常用...
新荣区18993639391： 地球物理学和地球信息科学与技术的差别 - ？
容屠复方： 一、地球物理学 地球科学的主要学科,用物理学的方法和原理研究地球的形成和动力,研究范围包括地球的水圈和大气层.地球物理学研究广泛系列的地质现象,包括地球内部的温度分布;地磁场的起源、架构和变化;大陆地壳大尺度的特征,...
