地球物理学.docx
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地球物理学
地球物理学概论思考和习题集
1、地球物理学,固体地球物理学。
地球物理学是应用物理学的原理、方法与技术,研究地球的物理性质、地球自身产生的物理现象,间接地认识地球的一门现代应用物理学。
地球科学领域里,地球物理学通常就指固体地球物理学。
地球物理分为固体地球物理学与空间地球物理学。
2、固体地球物理学的分类。
按研究内容分为:
第一类,主体是研究大中尺度和深化对地球本体认识的理论和方法,称为普通地球物理学;第二类,主体是研究小尺度或极小尺度地质体为对象的应用科学,也称为勘探地球物理学。
3、固体地球物理学的研究特点(?
)
与学科联系紧密的广泛综合领域,目的是深化研究地球本体。
四维性
全球性
间接特点
一元多场
观测的精确性
海量数据特点
相对性
观测与模拟
地球介质的各向异性
地球物理的数学与物理
变化的地球物理(地球物理场随时间的变化)
4、地球物理学在地学研究中的作用
5、地球物理学在国民经济建设中的作用
资源的勘探与开发环境的监测与保护灾害的预测与防治
6、地球物理学的主要研究内容
地球物理学是研究地球的物理性质、地球自身产生的物理现象,间接地认识地球(揭示地球本身的结构、探索地球的演化过程、总结地球形成演化过程中的基本规律),服务于资源探查、环境保护、灾害防治(国民经济建设)的现代应用物理学。
还有地球自身及其与之有相互作用的太阳、太阳系的行星引发的物理现象。
7、了解地球物理学今后发展的方向
8、你学了地球物理学后有何体会与收获
9、震源,震源深度,震中,对震中,震中距离,地震波,地震射线,贝尼奥夫带。
震源:
地球内部发生地震而破裂的地方,理论上可将该区域抽象为点。
震源深度:
震源到地面的垂直距离
震中:
震源在地面上的垂直投影
对震中:
与震中相对的地球直径的另一端
震中距离:
在地面上,从震中到观测点的距离,用字母
表示,也可用此距离对地心所长的角距离θ表示
地震波:
发生于震源并在地球介质中传播的弹性波
地震射线:
地震波波阵面的法线方向的联线
贝尼奥夫带:
沿太平洋边缘存在的地震带
10、纵波,横波,面波,同类波,转换波,Snell定律
•纵波
•当弹性介质中(如岩层)某一部分受到外力作用发生体积形变时,由于体变和法向弹力的相互作用,使质点成层的发生振动,这种振动表现为各质点层面间的膨胀与压缩,并使这种振动沿着整个弹性介质传播出去,形成膨胀与压缩互相交替着的纵波,质点的振动方向与波的传播方向—致,这是纵波的特点。
•横波
•当弹性介质中某一部分受到外力作用发生切变时,由于切变和切向弹力的互相作用,使质点成层的发生振动,这种振动表现为各质点层面间来回的滑动,并使这种振动沿整个弹性介质传播出去。
横波的特点是质点的振动方向和波传播的方向垂直,而且只在弹性固体中传播。
•面波
•通常把这类能量集中在界面附近,并沿界面传播的地震波称为地震面波
•同类波
•同入射纵波类型相同的反射纵波P11和透射纵波P12称之为同类波
•转换波
•与入射纵波类型不同的反射横波和透射横波称为转换波
•Snell定律
•
=
,i1为入射角,i2为折射角,v为对应地层的波度
11、反射波,折射波,首波,滑行波,直达波,波阻抗,盲区,近震,远震
•反射波
•地震波在传播中遇到弹性不同的地质体分界面时,有一部分能量遵循光学的反射原理,从界面上回到原来的岩层中。
这种入射线、反射线和法线在一平面内,入射线和反射线居法线两侧,入射角等于反射角的地震波称为反射波。
•折射波
•地震波在传播中遇到下层的波速大于上层的波速的弹性分界面,而且入射角达到临界角(使透射角为90°)时,透过波将沿分界面滑行,又引起界面上部地层质点振动并传回地面,这种波称为折射波。
它与光学中的折射波不同,其射线是以临界角从界面发出的,在临界点处。
•首波
•首波是波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波,它是近震的主要体波震相之一。
•滑行波
•首波也称滑行波
•直达波
•在均匀地层中由震源直接传播到观测点的地震波称为直达波。
•波阻抗
•密度和波速的乘积成为波阻抗。
•盲区
•当i1 •近震 •震中距小于1000km的地震 •远震 •震中距大于1000km的地震 12、刚体,弹性体和塑性体,均匀介质、层状介质和连续介质 •刚体 •一个物体在外力作用下发生平移或转动,并且可沿着力的作用方向传递力的作用,称为刚体 •弹性体 •当外力作用取消后,物体的应力、应变状态立刻消失,并恢复物体的原有形状,这类物体称为弹性体。 •塑性体 •有些物体,当外力作用停止后,物体逐渐恢复其原有形状,或者不能完全恢复其原有形状,而保留一定的变形,称为塑性体,或不完全弹性体。 •均匀介质 •均匀介质是指在空间每个点上速度值不随空间坐标而变 •层状介质 •若其介质的性质表现为成层性,则称之为层状介质。 •连续介质 •称波速是空间连续变化函数的介质为连续介质,它是层状介质的极限过程 13、真速度,视速度,走时曲线,相速度,群速度 •真速度 •波沿射线传播的速度 •视速度 •波沿地表传播的速度 •走时曲线 •t为纵波(横波)的走时,Δ为震中距,称t-Δ曲线为走时曲线,其形状是双曲线。 •相速度 •单色(一个频率w)简谐波在传播过程中,波的同相面(波阵面)的传播速度称为相速度 •群速度 •用合成振动振幅的极大值传播的速度来表示其速度,是波的群速度 14、莫霍面,频散现象,共反射点,共深度点 莫霍面: 1909年,南斯拉夫地震学家莫霍洛维契(A.Mohorovicic)在研究阿尔卑斯地区的近震时,发现在巴尔干地区地表以下数十公里处的P波速度由6.3km/s急剧增加到7.9km/s,称其为莫霍(Moho)界面。 频散现象: 相速度随频率而变化的现象。 共反射点: 界面上任一点A,它在地面的投影为M,以M点为中心分别在地面O1、O2、O3…On点激发,在对应的G1、G2、G3…Gn点接收来自界面上同一A点的反射波,A点称为共反射点。 共深度点: 即共反射点。 15、动校正,剩余时差,叠加速度,静校正 动校正: 由于共反射点时距曲线是双曲线形式,它不能直接反映地下界面的形态,我们设想把双曲线形的时距曲线改造成反映地下界面形态的直观形式,以便于揭示地震剖面,这种方法成为动校正(课本p49) 以水平界面为例,只有自激自收出的 代表发现深度h,如果把其他观测点观测到的反射波旅行时间t减去正常时差 ,只剩下与界面深度有关的 部分,这时每个观测点都好像是自激自收。 动校正示意图 剩余时差: 假设一次反射波的t0时间与某个多次反射波的t0时间相同,按一次反射波作动校正后,多次波的剩余时差 δtd=Δtd-Δt= 叠加速度: 在一般情况下(包括水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等),都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线,用一个共同的式子来表示: 式中V为叠加速度。 对于不同的介质结构,V就有具体的意义,例如对倾斜界面均匀介质V就是 ,对水平层状介质V就是VR,等等。 叠加速度是指对道集内某个反射波同相轴用不同的速度进行动校正并分析校正后的叠加效果,其中叠加效果最好的那个速度就是该反射波的叠加速度。 静校正: 地表有一层土壤层为地震波低速带,对地震接收到的反射地震波信息有影响,将该低速层的影响消除即为静校正。 (本人自己理解) 16、多次覆盖,观测系统,T0时间,层速度,平均速度 多次覆盖: 所谓几次覆盖是指对被追踪的界面观测的次数而言 观测系统: 观测系统——指地震波的激发点与接收点的相互位置关系。 T0时间: 发震时刻即地震发生的时刻。 用 ( )的到时减去 ( )的走时,则可得到发震时刻T0,即 层速度: 地震波穿过层状介质的某一层时的速度就叫做这一层的层速度。 平均速度: 平均速度定义为: “一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比”。 n层水平层状介质的平均速度是: 17、同相轴,速度谱,水平叠加剖面,偏移处理 同相轴: 在地震记录上相同相位(指波峰或波谷)的连线叫做同相轴。 速度谱: 表示地震波叠加后形成能量最高是不同地震波波速与T0时刻对应关系图即为速度谱。 水平叠加剖面: 将自同一共反射点的一系列反射波进行动校正后叠加。 ? 偏移处理: 地震波反射为法线反射,而一般将接收到的地震波看为自激自收的垂直地表的反射波。 当地下层面为倾斜界面时,将接受到的地震反射波校正恢复到其真实倾斜界面称为偏移处理。 18、天然地震可分成那几类? A、按成因分类 (1)构造地震。 地下岩层错动破裂造成的地震。 有感范围达数千、数万平方公里甚至更大,构造地震约占全球地震90%以上; (2)火山地震。 火山作用,如喷发、气体爆炸引发的地震,常发生在火山喷发之前,火山地震占约全球地震的7%; (3)陷落地震。 地层陷落,如喀斯特地形、矿坑下塌、人类工程活动如大型水库与水坝、油气田开采、钻孔注水等引发的地震,陷落地震约占全球地震的3% B、按震源深度分类 (1)浅源地震。 震源深度小于60~70km。 大多数地震为浅源地震。 释放大能量的浅源地震(M>6.5或M>7)的发生频度是中源地震发生频度的3.5倍,是深源地震发生频度的12.5倍; (2)中源地震。 震源深度在60/70~300km之间的地震; (3)深源地震。 震源深度>300km的地震。 目前记录到最深的地震约距地面700km深,有时将中源和深源地震统称深震。 C、按地震震级(强度)分类 (1)弱震: M<3; (2)有感地震: 3 (3)中强震: 4.5 (3)强震: M>6; (4)巨大地震: M>8。 D、按震中距分类 (1)地方震: 震中距小于100km的地震; (2)近震: 震中距小于1000km的地震; (3)远震: 震中距大于1000km的地震; 19、天然地震的分类方法? 按成因分类、按震源深度分类、按震中距分类、按地震震级(强度)分类 20、天然地震带在全球的分布特征? 大多数地震都发生在一定的地区且成带状分布,称为地震活动带。 全球主要地震活动带有: (一)、太平洋地震带 该震源带称毕奥夫带或贝尼奥夫带(H.Benioff)。 沿太平洋边缘存在着超深和倾斜的地震活动断裂。 火山带分布在深度近100km的震源带上。 环太平洋带是地球主要的地震活动带。 全球约80%的浅震都发生在这一带内,其中包括大多数灾难性地震、许多中源地震和差不多所有的深源地震。 (二)、阿尔卑斯—喜马拉雅山地震带(欧亚地震带) 以浅源地震为主,个别地段有中源地震,震源带是倾斜的。 这些地段在卡拉布里地区(亚平宁半岛的南端)和克里特岛表现得最清楚。 这些带属于向南突出的岛弧,在弧后区有火山活动。 再向东,沿着阿拉伯海北岸的马克兰,西兴都库什和喜马拉雅山也有向北倾斜的震源带。 在兴都库什和喜马拉雅之间,在帕米尔有向相反方向的,即向南倾的震源带。 喜马拉雅带在布拉马普特拉河谷与巽他(马来)带的北延部分相合。 在非洲一欧亚之间的地震带,地震活动散布在更大的范围内,有些地段分布宽达4000km,它们的分布不均匀。 我国大陆大部分地区处于此地震带内。 (三)、其他地震区带 除了沿着大陆边缘或贯穿大陆的两个地震带外,在大洋中还有延伸非常长的地震带,沿着大洋中脊分布。 其特征是强度不大,震源深度浅,一般不超过10km,基本上都在地壳范围内。 再如,贝加尔湖(属于中欧亚带)、东非、西欧、北美、中国东部裂谷系,有时有着强烈的、甚至毁灭性的地震。 21、我国天然地震带的分布特征? 我国主要的地震活动带如下: (1)天山地震带;主要指南、北天山,阿尔泰山一带地区。 (2)南北地震带: 由滇南的元江往北经过西昌、松潘、海源、银川直到内蒙古 嶝口。 此带发震特点为南、北两端轮发中强地震,揭示了这一带地下构造的特殊性。 (3)华北地震带;指阴山、燕山一带,营口—郯城断裂带,汾渭河谷等地区。 (4)华南地震带: 主要指东南沿海及海南岛北部等地区。 (5)西藏察隅带: 沿西藏高原周围及边境一带。 (6)台湾地震带: 包括台湾及其东部海域。 从地区属于环太平洋地震带,地震出现频繁且强度大。 22、板块边界有几种类型,天然地震带与板块边界有何联系? (1)发散型板块边界: 岩石圈在洋中脊处不断新生,两侧的岩石圈向相背离的方向运动,因此称洋中脊为发散型板块边界。 (2)汇聚型板块边界: 在海沟处一侧的大洋岩石圈俯冲于另一侧的岩石圈之下,两侧岩石圈为相向运动,因此称海沟带为汇聚型板块边界。 (3)转换型板块边界: 此种板块边界沿转换断层分布,其两侧的岩石圈相对平移运动,既无新岩石圈形成,也无老岩石圈消减,称之为转换型板块边界。 全球地震活动带的地理分布主要分布在上述三类板块边界,也就是岩石圈板块沿三类板块边界的相对运动决定。 板块的划分与全球地震带的地理分布是一致的。 1、海沟—岛弧地区(包括太平洋地震带和中美洲地震带的大部分)地震; 2、洋脊及转换断层的地震,大西洋底的地震系列是沿着洋脊和横切它的转换断层发生的浅震。 3、大陆内部的地震(板内地震)。 23、如何利用地球物理手段来确定板块边界? 板块的边界是空间上的概念: 既有水平范围上的界限;还应该考虑到界限在地球内部的分布。 (可任选一种地物方法)地震、地磁、重力异常等,依据相邻板块的地球物理性质差异确定板块边界: 如: 1、地震波速的突变面、震源分布的空间规律 2、导电性质突变的面 3、重力异常的梯度带 等等 (以上问题为个人总结,难免疏漏) 24、大陆边缘有几种类型? 那些与板块边界有关? 它们的地球物理场特征有何异同? 1、主动型 (1)西太平洋大陆边缘 洋壳俯冲于陆壳之下 大陆与海洋之间存在互相匹配的火山岛弧带-海沟俯冲带 主动大陆边缘 有火山岛弧、地震 (2)东太平洋大陆边缘 洋壳俯冲于陆壳之下 主动大陆边缘 大陆与海洋之间没有火山岛弧带-海沟俯冲带 有地震,向东直接是隆起的安第斯山系。 2、被动型 大西洋大陆边缘 洋壳与陆壳之间未发生俯冲 大陆与海洋之间仅存在陆棚-陆坡-陆隆简单组合 被动大陆边缘 无火山岛弧、地震 地球物理场的异同(选重力场、磁场、电阻率等一方面回答) 例如: 主动型大陆边缘重力异常变化幅度较大,不均匀。 被动型大陆边缘重力异常变化平缓,比较均匀 (此题第一、二问来自于地质的ppt) 1、稳定大陆边缘: 大西洋型大陆边缘 稳定大陆边缘由大陆架、大陆坡与陆隆组成。 这里既无火山活动,又缺乏地震,是构造上很稳定的地区。 当今大西洋两侧最典型,故又将稳定大陆边缘命为大西洋型大陆边缘。 它是由于大陆岩石圈分裂扩张而成。 2、活动大陆边缘: 太平洋型大陆边缘 活动大陆边缘由大陆架、大陆坡与岛弧、海沟组成。 这里是火山和地震的强烈活动带。 当今环太平洋地带最典型,故又将活动大陆边缘命为太平洋型大陆边缘。 稳定、活动大陆边缘对比: 大西洋型 洋壳与陆壳之间未发生俯冲 大陆与海洋之间仅存在陆棚-陆坡-陆隆简单组合 被动大陆边缘 无火山岛弧、地震 太平洋型 洋壳俯冲于陆壳之下 大陆与海洋之间存在互相匹配的火山岛弧带-海沟俯冲带 主动大陆边缘 有火山岛弧、地震 太平洋型大陆边缘是洋壳俯冲与陆壳之下,且有火山岛弧、地震分布,处于汇聚型板块边界处。 25、在地下为两层介质情形下,近震区台站可观测到几种类型的地震波? 出现的近震震相有直达波P,S;首波P*,S*,Pn,Sn;反射波P11,S11及面波等。 26、本多夫定律的实质是什么? 地震波的真速度于视速度的关系;射线参数P与波的走时曲线的关系 27、产生地震波的条件,纵波,横波的传播条件? 产生地震波必须具备1).弹性介质;2).要有开始震动的震源存在。 纵波、横波的传播条件: 纵波可以在固体、液体和气体中传播;而横波只能在固体物质中传播 28、水平界面直达波、反射波、首波的时距曲线特征? 直达波: 式中,t为纵波(横波)的走时;v为纵波(横波)的速度;Δ为震中距;h为震源深度。 称t-Δ曲线为走时曲线,其形状是双曲线。 反射波: 反射波的路径为FOS,其走时为tll=(FO+OS)/v1,作OS的延长线OO`,使OO`=FO,则其走时曲线为双曲线,在t轴上的截距为al=(2H1一h)/vl。 发生反射的条件: 。 首波: 首波是波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波,它是近震的主要体波震相之一。 首波的射线是一条折线,它的波阵面为圆锥面。 29、影响岩石地层地震波波速的因素有哪些? 岩石弹性常数、岩性、密度、构造历史和地质年代、埋藏深度、孔隙率和含水性、频率和温度 30、真速度与视速度有何关系? ,( 为真速度, 为视速度, 为地震波入射角),视速度大于真速度。 31、地球内部可分成那几个主要区域? 地壳、地幔、外核、内核。 (1)海洋层 (2)上部地壳与下部地壳(3)低速带上部的顶盖区域(4)低速带(5)低速带与400km深处间断面之间区域(6)400~600km之间的过渡带(7)下地幔(8)外核(9)内核 32、地壳与地幔的地球物理特征有哪些差异? 1、纵波速度上,地壳平均纵波速度为5.5-7.8km,上地幔平均纵波速度为7.8-8.5km 2、在电性结构方面,总体将地壳和上地幔分为三个大的电性层: (1)第一电性层地表的沉积盖层,厚度为0-20km,电阻率为0.2-500Ω·m; (2)第二电性层为坚硬的岩石圈,在电性上表现为高电阻率,可达1000Ω·m以上;(3)第三电性层为软流圈,表现为良导电性,电阻率大致几或几十欧姆·米。 33、简述地震探测原理。 地震探测技术,通过人工激发的弹性波在地下介质(地壳)中的传播,探测地下(地壳)地质结构 34、人工反射地震的应用条件。 从地表到地下深部存在很多波阻抗界面,即反射界面。 反射界面上才会形成有效的反射波。 35、如何求取反射地震波传播速度? 利用时距曲线计算波在介质中的传播速度 1、古登堡方法(拐点法) 求得某地震源深度h,在其相应的走时曲线上找到拐点M,并确定该点的斜率 ,由 可得速度。 2、H—W法 已知波的走时关系 ,即走时曲线上每点的斜率 已知。 射线方程 ,其中 为参数P的射线最低点至地心的距离。 由 可求 。 36、与天然地震比较,人工反射地震勘探有何特点? 1、震源深度、地震强度和规模: 天然地震的规模常大于人工地震,震源深度远远高位于地表激发的人工地震 2、主动和被动: 天然地震尚不可预测,人们建立常年的地震台站等待天然地震的发生,获取观测数据;人工地震为人所控制,在人工地震前布好了观测系统。 3、震源位移形式: 天然地震多由板块位移时能量的短暂释放所造成,板块位移具有双向性,震源运动不唯一;人工地震由一点激发,震动唯一。 37、简述人工地震勘探工作的基本流程。 1、布置测线和观测系统。 才常用的方法有: 时距平面法、综合平面法。 又分为反射波观测系统、折射波观测系统。 2、地震波的激发 3、地震波的接受 地球重力学 38、基本概念 39、力场与位函数,地球的重力场,重力位,等位面与大地水准面,正高。 力场: 一种矢量场,其中与每一点相关的矢量均可用一个力来量度 位函数: 若标量函数在任一点处的梯度等于一矢量场在该点的值,则该标量函数为该矢量场的位函数(自己总结的) 地球的重力场: 假如不考虑外部天体对地球的作用,地球上点位置点所受的地球引力和惯性离心力的矢量和称为该点的重力矢量 。 如图所示,O点位地球的质心,有 。 矢量场 称为地球的重力场。 重力位: 地球在P点的引力为V(r)和离心力位Q(r)的和称为地球在该点的重力位W(r),即 等位面(重力等位面): 地球重力位相同的点在空间构成的曲面。 (重力等位面的性质: (1)在重力等位面上移动单位质量重力不做功; (2)两个等位面之间的位差是常量。 一般情况下,重力等位面彼此不平行,同一等位面上重力不是常量量) 大地水准面: 是一个闭合曲面,它处处与铅垂线垂直也与海洋面非常接近,是静止的海水面及其延伸所构成的一个重力等位面。 正高: 地面上任一点P沿垂线至大地水准面的距离称为P点的正高H(P)。 40、地球椭球体,大地经纬度,地心经纬度,大地高,引力场,固体潮,毫伽。 地球椭球体(参考椭球体): 大地水准面总体上接近一个旋转椭球面,选取适当参数的椭球作为真实地球的模型称为参考椭球。 大地经纬度: 大地经度是过该点的大地子午面与一个特别选定的起始大地子午面的夹角,大地纬度是过该点的地球椭球面的法线与地球椭球赤道面的夹角。 (大地经度由起始大地子午面起向东量为正,大地纬度由地球椭球的赤道面起向北量为正。 ) 地心经纬度: 大地高: 地面上任意一点的大地坐标为该点沿法线在地球椭球面上投影点的大地经、纬度和该点离地球椭球面的高度 引力场: 两个物体之间的万有引力是通过场作用的,不是超距作用。 当有物体存在时,就有与它共存的引力场,二者紧密联系。 固体潮: 由于月球和太阳的起潮力使地球岩石圈发生的形变,这种形变称为固体潮。 毫伽: 41、地球正常重力场,重力异常,自由空气校正,布格校正,自由空气重力异常,布格重力异常,均衡校正,均衡重力异常。 地球正常重力场: 正常场地球模型在其表面和外部空间产生的重力场称为地球的正常重力场。 重力异常: 在重力学中,对某一测点的观测重力值g与该测点处对应地球椭球面上的正常重力值 的差值定义为该测点的重力异常,记为 。 自由空气校正: 布格校正: 观测点A的布格校正 包括局部地形校正 和中间层校正 两部分即 。 自由空气重力异常: (书)对A点的重力观测值作自由空气校正后,得出与A点相应的大地水准面上 的重力值 与其在参考椭球面相对应点 处的正常场地球模型的正常重力值 的差称为A点的自由空气重力异常 (PPT)由于在校正中只考虑了正常重力随高度的变化,而未考虑测点周围局部地形质量以及测点所在水准面与基准面之间的中间层质量的影响。 相应校正后的异常值称为空间异常(或自由空气异常) 布格重力异常: 对空间重力异常进行局部地形校正,在进行中间层校正得到的重力异常就是布格重力异常 均衡校正: 全球地形质量相对应的补偿质量对观测点重力影响的校正称均衡校正。 均衡重力异常: 布格异常进行匀衡校正就得到均衡重力异常。 42、正演问题,反演问题,多解性。 正演问题: 根据给定的地球剩余密度分布计算地球的重力异常场 反演问题: 根据地面上测出的重力异常场求出产生此重力异常场的剩余密度在地球内部的分布 多解性: 一般情况下,反演问题的解不是唯一的,其解带有推测性质,常常需要地质和其它地球物理资料来限制解的范围 43、解释延拓,区域重力异常,局部重力异常。 解释延拓: 将地面的实测异常换算到不同高度来划分场源深度不同的异常叠加 区域重力异常: 埋藏深、水平延伸大的密度异常体在地面产生的重力异常水平梯度小,幅度小,水平范围大,波长长,随着观测高度增加衰减速度慢,这种异常称区域重力异常。 如图: 区域局部 局部重力异常: 埋藏浅、水平延伸小的密度异常体在地面产生的重力异常水平梯度大,幅度小,水平范围小,波长短,随着观
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