礦岩有哪些基本物理性質

⑴ 地球上常見的100多種礦物是哪些 主要的物理性質是什麼

長期以來，人們根據物理性質來識別礦物。如顏色、光澤、硬度、解理、比重和磁性等都是礦物肉眼鑒定的重要標志。
作為晶質固體，礦物的物理性質取決於它的化學成分和晶體結構，並體現著一般晶體所具有的特性——均一性、對稱性和各向異性。
⑴礦物的顏色
礦物的顏色多種多樣。呈色的原因，一類是白色光通過礦物時，內部發生電子躍遷過程而引起對不同色光的選擇性吸收所致；另一類則是物理光學過程所致。導致礦物內電子躍遷的內因，最主要的是：色素離子的存在，如Fe3+使赤鐵礦呈紅色，V3+使釩榴石呈綠色等；是晶格缺陷形成「色心」，如螢石的紫色等。礦物學中一般將顏色分為3類：自色是礦物固有的顏色；他色是指由混入物引起的顏色；假色則是由於某種物理光學過程所致，如斑銅礦新鮮面為古銅紅色，氧化後因表面的氧化薄膜引起光的干涉而呈現藍紫色的錆色，礦物內部含有定向的細微包體，當轉動礦物時可出現顏色變幻的變彩，透明礦物的解理或裂隙有時可引起光的干涉而出現彩虹般的暈色等。
⑵條痕
指礦物在白色無釉的瓷板上劃擦時所留下的粉末痕跡。條痕色可消除假色，減弱他色，通常用於礦物鑒定。
⑶光澤
指礦物表面反射可見光的能力。根據平滑表面反光的由強而弱分為金屬光澤(狀若鍍克羅米金屬表面的反光，如方鉛礦)、半金屬光澤(狀若一般金屬表面的反光，如磁鐵礦)、金剛光澤(狀若鑽石的反光，如金剛石)和玻璃光澤(狀若玻璃板的反光，如石英)四級。金屬和半金屬光澤的礦物條痕一般為深色，金剛或玻璃光澤的礦物條痕為淺色或白色。此外，若礦物的反光面不平滑或呈集合體時，還可出現油脂光澤、樹脂光澤、蠟狀光澤、土狀光澤及絲絹光澤和珍珠光澤等特殊光澤類型。
⑷透明度
指礦物透過可見光的程度。影響礦物透明度的外在因素(如厚度、含有包裹體、表面不平滑等)很多，通常是在厚為0.03毫米薄片的條件下，根據礦物透明的程度，將礦物分為：透明礦物(如石英)、半透明礦物(如辰砂)和不透明礦物(如磁鐵礦)。許多在手標本上看來並不透明的礦物，實際上都屬於透明礦物如普通輝石等。一般具玻璃光澤的礦物均為透明礦物，顯金屬或半金屬光澤的為不透明礦物，具金剛光澤的則為透明或半透明礦物。
⑸斷口、解理與裂理
礦物在外力作用如敲打下，沿任意方向產生的各種斷面稱為斷口。斷口依其形狀主要有貝殼狀、鋸齒狀、參差狀、平坦狀等。在外力作用下礦物晶體沿著一定的結晶學平面破裂的固有特性稱為解理。解理面平行於晶體結構中鍵力最強的方向，一般也是原子排列最密的面網發生，並服從晶體的對稱性。解理面可用單形符號(見晶體)表示，如方鉛礦具立方體｛100｝解理、普通角閃石具｛110｝柱面解理等。根據解理產生的難易和解理面完整的程度將解理分為極完全解理(如雲母)、完全解理(如方解石)、中等解理(如普通輝石)、不完全解理(如磷灰石)和極不完全解理(如石英)。裂理也稱裂開，是礦物晶體在外力作用下沿一定的結晶學平面破裂的非固有性質。它外觀極似解理，但兩者產生的原因不同。裂理往往是因為含雜質夾層或雙晶的影響等並非某種礦物所必有的因素所致。
⑹硬度
是指礦物抵抗外力作用(如刻劃、壓入、研磨)的機械強度。礦物學中最常用的是摩氏硬度，它是通過與具有標准硬度的礦物相互刻劃比較而得出的。10種標准硬度的礦物組成了摩氏硬度計，它們從1度到 10度分別為滑石、石膏、方解石、螢石、磷灰石、正長石、石英、黃玉、剛玉、金剛石。十個等級只表示相對硬度的大小，為了簡便還可以用指甲(2.5)、小鋼刀(5～5.5)、窗玻璃(5.5)作為輔助標准，粗略地定出礦物的摩氏硬度。另一種硬度為維氏硬度，它是壓入硬度，用顯微硬度儀測出，以千克/平方毫米表示。摩氏硬度 H m與維氏硬度H v的大致關系是(kg/mm2)，礦物的硬度與晶體結構中化學鍵型、原子間距、電價和原子配位等密切相關。
⑺比重
指礦物與同體積水在 4℃時重量之比。礦物的比重取決於組成元素的原子量和晶體結構的緊密程度。雖然不同礦物的比重差異很大，琥珀的比重小於 1，而自然銥的比重可高達22.7，但大多數礦物具有中等比重(2.5～4)。礦物的比重可以實測，也可以根據化學成分和晶胞體積計算出理論值。
⑻彈性、撓性、脆性與延展性
某些礦物(如雲母)受外力作用彎曲變形，外力消除，可恢復原狀，顯示彈性；而另一些礦物(如綠泥石)受外力作用彎曲變形，外力消除後不再恢復原狀，顯示撓性。大多數礦物為離子化合物，它們受外力作用容易破碎，顯示脆性。少數具金屬鍵的礦物(如自然金)，具延性(拉之成絲)、展性(捶之成片)。
⑼磁性
根據礦物內部所含原子或離子的原子本徵磁矩的大小及其相互取向關系的不同，它們在被外磁場所磁化時表現的性質也不相同，從而可分為抗磁性(如石鹽)、順磁性(如黑雲母)、反鐵磁性(如赤鐵礦)、鐵磁性(如自然鐵)和亞鐵磁性(如磁鐵礦)。由於原子磁矩是由不成對電子引起的，因而凡只含具飽和的電子殼層的原子和離子的礦物都是抗磁的，而所有具有鐵磁性或亞鐵磁性、反鐵磁性、順磁性的礦物都是含過渡元素的礦物。但若所含過渡元素離子中不存在不成對電子時(如毒砂)，則礦物仍是抗磁的。具鐵磁性和亞鐵磁性的礦物可被永久磁鐵所吸引；具亞鐵磁性和順磁性的礦物則只能被電磁鐵所吸引。礦物的磁性常被用於探礦和選礦。
⑽發光性
些礦物受外來能量激發能發出可見光。加熱、摩擦以及陰極射線、紫外線、X 射線的照射都是激發礦物發光的因素。激發停止，發光即停止的稱為螢光；激發停止發光仍可持續一段時間的稱為燐光。礦物發光性可用於礦物鑒定、找礦和選礦

⑵ 1、礦物有哪些主要的物理性質常見的造岩礦物有哪幾種 2、什麼是岩石簡述礦物和岩石的關系

礦物的物理性質依礦物不同而不同；常見的造岩礦物：石英，鉀長石，斜長時，黑雲母，白雲母等。岩石：天然產出的、有一種或多種礦物或其他物質（如火山玻璃、生物殘骸、地外物質等）構成的固態集合體。礦物組成岩石。

⑶ 礦物的物理性質有哪些

礦物的物理性質有顏色、條痕、透明度、光澤、解理與斷口和硬度。

1、顏色

顏色是礦物對不同波長可見光吸收程度不同的反映，是礦物最明顯、最直觀的物理性質。據成色原因可分為自色、他色和假色。自色是礦物本身固有的成分、結構所決定的顏色，具有鑒定意義。

他色是礦物混入了某些雜質所引起的。假色則是由於礦物內部裂隙或表面的氧化膜對光的折射、散射引起的。

2、條痕

條痕比礦物的顏色更固定，但只適用於一些深色礦物，對淺色礦物無鑒定意義。

3、透明度

肉眼鑒定礦物時，一般可分為透明、半透明、不透明三級。

4、光澤

根據礦物表面反光程度的強弱，用類比方法常分為四個等級：金屬光澤、半金屬光澤、金剛光澤及玻璃光澤。由於礦物表面不平，內部裂紋，或成隱晶質和非晶集合體等，可形成某種獨特的光澤，如絲絹光澤、油脂光澤、蠟狀光澤、珍珠光澤、土狀光澤等。

5、解理與斷口

據解理產生的難易程度，可將礦物的解理分成五個等級：①即極完全解理、②完全解理、③中等解理、④不完全解理。不同種類的礦物，其解理發育程度不同，有些礦物無解理，有些礦物有一組或數組程度不同的解理。

6、硬度

在鑒定礦物時常用一些礦物互相刻劃比較其相對硬度，一般用10種礦物分為10個相對等級作為標准。

(3)礦岩有哪些基本物理性質擴展閱讀

常見礦物以及礦物用途：

已知礦物有4000多種，但絕大多數不常見，最常見的不過200多種，重要礦產資源的礦物也就數十種，地殼中常見的造岩礦物只有20到30種，其中石英以及長石，雲母等硅酸鹽礦物佔92%，而石英和長石含量高達63%。

按礦物的化學成分與化學性質，通常將礦物劃分為五類，每一類礦物都具有相似的化學性質和物理性質。一自然元素礦物如自然金，自然銅，自然硫，金剛石與石墨等。二硫化物及其類似化合物礦物，如黃鐵礦，毒砂。

常見礦物，石墨，黃鐵礦，黃銅礦，輝銻礦，方鉛礦，閃鋅礦，石英，剛玉，赤鐵礦，磁鐵礦，褐鐵礦，硬錳礦，螢石，方解石，白雲石，孔雀石，硬石膏，石膏，重晶石，磷灰石，橄欖石，16級石，紅柱石，藍晶石，矽線石，綠簾石，海綠石，硅灰石，透輝石，普通輝石，普通角閃石。

礦物用途一是作為原料用來提取有用的成分，或者直接用以生產其他產品，二是利用礦物的某種特殊性能直接作為材料使用。 以工業礦物原料工業原料可分為金屬和非金屬兩種。金屬原料構成常見的貴金屬原料的礦物主要有自然金，自然銀和富含鉑族元素的礦物。

構成常見的金屬原料的礦物主要有磁鐵礦，赤鐵礦，黃銅礦，方鉛礦，閃鋅礦，黑鎢礦，白鎢礦，軟錳礦，硬錳礦，錫石，鋁土礦等。

⑷ 岩土體的一些基本物理、熱物理性質

1.岩石的主要物理性質

天然岩石受地質環境的制約，常常表現為不均一性和各向異性的特點，在分析判別岩石的熱物理性質時岩石的物理性質是基礎。

（1）比重：岩石的固體顆粒重量與其同體積水在4℃時的重量之比稱為岩石的比重（Δ）。

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式中：W——絕對乾燥時岩石的重量；

V_s——岩石乾燥重為W時其中固體顆粒的體積；

r_ω——水在4℃時的容重。

（2）容重：

岩石單位體積的重量稱為容重，容重在不同的含水狀態分為干容重、天然容重和飽和容重三種。

常用干容重（r_d）作為容重的評價指標（單位：kg/m³）：

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式中：V——岩石體積；

G——岩石的重量。

（3）孔隙度：

岩石的孔隙體積與岩石的總體積的百分率（n）：

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式中：V_δ——岩石孔隙體積；

V——岩石總體積。

（4）孔隙比：

岩石中孔隙體積和岩石固體顆粒體積之比稱孔隙比（ξ）。孔隙比ξ可由孔隙度直接計算求得：

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2.土的主要物理性質

（1）土的重量和含水量：常常要測試土的比重△s，天然容重γ，干容重r_d和天然含水量ω。

（2）土的顆粒組分。

（3）土的水理性質：土與水相互作用顯示的一系列性質，包括土的塑性、膨脹性、收縮性等。

表1-1碎石土分類

表1-2砂土與粘性土分類

註：①對砂土定名時，應根據粒徑分組，從大到小由最先符合者確定；當其粒徑小於0.005mm的顆粒含量超過全重的10%時，按混合土定名，如「含粘性土細砂」等。

② 砂質粉土的工程性質接近粉砂。

③ 粘質粉土的定名（或Ip＜12的低塑性土），當按Ip定名與顆分定名有矛盾時，應以顆分定名為准。

④ 塑性指數的確定，液限以76g圓錐儀入土深度10mm為准；塑限以搓條法為准。

⑤對有機質含量Q＞5%的土，可定名為：5%＜Q≤10%時，定為有機質土；10%＜Q≤60%時，定名為泥炭質土；Q＞60%時，定名為泥炭土。

一般來講，影響岩石物理性質的因素有兩大類：①內部因素；②外部因素。內部因素是指岩石的礦物成分、結構構造以及孔隙充填物的物理性質。外部因素主要是指岩石所處環境的溫度、壓力、埋深等。

3.岩石的主要熱物理性質

目前，關於岩土體的熱物理性質的研究尚缺乏系統的資料，通常由岩石的熱物理性質代替，而岩土體通常比單一岩石要復雜得多。在地殼岩石的各種熱物理性質中，最重要的是岩石的導熱系數或熱導率（λ）、岩石熱阻系數或熱阻率（ξ）、岩石比熱（C）、岩石熱容量（C_p）及岩石溫度傳導系數或熱擴散系數（a）。

（1）岩石的導熱系數或熱導率（λ）。

表示岩石導熱能力的大小，即沿熱流傳遞的方向單位長度（l）上溫度（e）降低一度時單位時間（T）內通過單位面積（s）的熱量（Q）。按傅里葉定律，在熱流量一定的條件下，通過熱傳導作用所流經的物質的熱導率與溫度梯度成反比，可用下式表示：

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岩石的熱導率［λ，W/m·℃]在數值上等於單位溫度梯度下，單位導熱面積上的導熱速率。它表徵物質導熱能力的大小（熱阻力的倒數），通常用實驗測定。

岩石的熱導率取決於岩石的成分、結構、濕度、溫度及壓力等條件，即熱導率是密度、溫度、壓力等的函數，其表達式為λ＝λ（ρ，t,P……）。

一般情況下，岩石的熱導率隨壓力、密度、濕度的加大而增高，隨溫度的增高而減小，但地殼上部的溫度和壓力對岩石的熱導率的影響極小。除礦物成分外，岩石的孔隙度和濕度對其熱導率有較大影響，一般隨孔隙度的增加而降低，隨濕度的增加而增加。對於各向同性的均質材料來說，熱導率可以用一個單一的數值來表徵；對於各向異性的岩石而言，不同方向的熱導率差別較大，在從事淺層地溫能資源開發利用過程中，第四系鬆散沉積物各向異性的特點應引起足夠重視。

在緻密的岩石中，造岩礦物的性質對岩石的熱導率起主要控製作用，如果岩石中具有高熱導率的礦物含量越高，岩石的熱導率也越高。近年來，為計算大地熱流值，世界各地岩石熱導率的實測數據日益增多，緻密堅硬的岩石一般在實驗室測量，而鬆散層沉積物主要是深海沉積及湖底沉積，多為就地測量。土壤熱導率（λ）大小同樣由土壤組成成分和比例決定。土壤水分熱導率居中，土壤空氣熱導率最小，土壤固體導熱率最大。

在所有的固體中，金屬是最好的導熱體。一般對純金屬熱導率是溫度的函數，用λ＝λ（t）表示，並且隨溫度的升高熱導率降低。對於金屬液體，熱導率也是隨溫度的升高熱導率降低。

對於非金屬的熱導率可以表述為是組成、結構、密度、溫度、壓力等的函數，表示為λ＝λ（組成，結構，密度，溫度t、壓強P……）。一般情況下，非金屬的熱導率隨溫度的升高和壓力的提高而增大。

對大多數均質的固體，熱導率與溫度成線性關系：

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式中：λ——t℃值；

α^t——溫度系數，金屬為負，非金屬為正；

λ₀——0℃值。

應予指出，在熱傳導過程中，物體內不同位置的溫度各不相同，因而熱導率也不同，在工程計算中，熱導率可取平均溫度下的數值，視作常數。

液體的導熱系數一般0.1～0.7W/（m·℃），隨溫度升高而降低。氣體的導熱系數真空最小，是良好的絕熱體，有利於保溫，絕熱，如熱水瓶夾層抽真空保溫。再如非金屬保溫材料，空氣夾層的雙層玻璃，彈松的棉被等具有良好的保溫功能的實質是含有大量的空氣。氣體的導熱系數隨氣體密度和溫度的升高而增大。在相當大的壓強范圍內（P＞2000at或p＜20mmHg），壓強對導熱系數無明顯影響。

綜上所述，金屬的熱導率值最大，非金屬次之，液體的較小，氣體的最小，常見的岩石熱導率值可從手冊中查得。

（2）岩石熱阻系數或熱阻率（ξ）

是岩石導熱系數或熱導率的倒數（單位：m·℃/W），即

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由傅里葉熱傳導方程可推出以下關系式：

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當熱流（q）不變時，地溫梯度（ΔT/ΔZ）與熱阻率（ξ）成正比。

岩石熱阻率一般呈現如下規律：隨著岩石密度的增大（隨著埋深加大，同一類沉積物的密度會變大），岩石和某些礦層的熱阻減小；岩石熱阻隨總濕度的增加而減小，其原因是水的熱阻（2.00）大大小於空氣的熱阻（46.00），由於干岩石孔隙中充滿著空氣，故熱阻大，對未膠結的鬆散岩石，當濕度增加到20%～40%時，熱阻大致可降低6～7倍；岩石熱阻隨著岩石透水性的增強而顯著減小，因含水層中熱的傳遞方式除傳導作用外，還有對流現象發生；在具有層狀構造的岩石中，可以觀測到各向異性現象，即沿層理方向的熱阻比垂直於層理方向的熱阻要低；岩石熱阻隨溫度增高而略微增大。

（3）岩石比熱（C）：加熱一千克物質使其上升攝氏一度時所需的熱量，即

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式中：C——岩石的比熱，J/g·℃；

ΔQ——加熱p克物質溫度升高△t時所需要的熱量（J/g·℃）與容重（kg/m³）的乘積，即

C_p=C·ρ

C_p單位為J/m³·℃。大部分岩石和有用礦物的比熱，其變化范圍都不大，一般介於0.59～2.1J/g·℃之間。由於水的比熱較大（15℃時為4.2J/g·℃），因此，隨著岩石濕度的增加，其比熱也有所增加。沉積岩如粘土、頁岩、砂岩、灰岩等在自然埋藏條件下，一般都具有很大的濕度，其比熱稍大於結晶岩，前者為0.8～1.0J/g·℃，後者為0.63～0.84J/g·℃。

土壤的熱容量（C_v）分重量熱容量和容積熱容量。氣象常用容積熱容量。1g物質溫度升高（或降低）1℃所吸收（放出）的熱量，稱重量熱容量（J/g·℃）;1cm³的物質溫度升高（或降低）1℃所吸收（放出）的熱量，稱容積熱容量（J/cm³·℃）。

土壤的熱容量大小由土壤組成成分和比例決定。土壤水分熱容量最大，溫度不易升、降，如潮濕土壤。土壤空氣熱容量最小，溫度易升、降，如乾燥土壤。土壤固體熱容量，居中。

（4）岩石溫度傳導系數或導溫率（a）：又稱熱擴散系數，表示在非穩定熱態下岩石單位體積在單位時間內溫度的變化，即岩層中溫度傳播的速度，其關系式如下：

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式中：a——岩石溫度傳導系數，m²/h；

λ——岩石熱導率，J/m·℃；

ξ——岩石熱阻率，m·℃/W;

C——岩石比熱，J/g·℃；

ρ——岩石的容重，g/m³;

C_p——岩石的單位熱容量，J/m³·℃。

岩石溫度傳導系數或溫度傳導率是一個綜合性參數，主要反映岩石的熱慣性特徵，在分析鑽孔內溫度平衡的形成條件和用人工場方法研究鑽孔剖面時具有重要意義。岩石溫度傳導系數主要與岩石的熱阻及其容重有關，並與它們成反比關系。同時，岩石溫度傳導系數隨岩石濕度增加而增加，隨溫度的增高而略微減小。對層狀岩石來說具有各向異性特點，岩石溫度傳導系數順岩石層理方向比垂直層理方向要高。

綜上所述，為了獲得有關地球溫度場的量的相關參數，除在野外進行地溫、熱傳導等測量、採取原狀樣品外，還必須開展實驗室工作，以測定岩石熱導率、比熱及溫度傳導系數等熱物理性質。

⑸ 岩石的物理性質

岩石的物理性質主要包括密度、磁性（包括磁化率、磁化強度、剩餘磁化強度以及剩餘磁化強度同感應磁化強度的比值等）、電性（包括電導率、電容率、極化率等）、孔隙度、滲透率、彈性波速度、導熱性、放射性、熱學性質（熱導率、熱容）、硬度等。這里僅介紹幾種對理解岩石過程和深部地質最重要的物理性質。

（一）密度

岩石的密度是岩石基本集合相（固相、液相和氣相）的單位體積質量。岩石的密度取決於它的礦物組成、結構構造、孔隙度和它所處的外部條件。大多數造岩礦物如長石、石英、輝石等具有離子型或共價型結晶鍵，密度為2.2～3.5g/cm³（極少數達4.5g/cm³）。結晶鍵為離子－金屬型或共價－金屬型的礦物，如鉻鐵礦、黃鐵礦、磁鐵礦等密度較大，為3.5～7.5g/cm³。

侵入岩從長英質到超鎂鐵質，隨著SiO₂含量的減少和鐵鎂氧化物含量的增加，岩石的密度逐漸增大。岩石中金屬礦物的含量增高，岩石的密度就增大。礦區花崗岩的密度有的高達2.7g/cm³以上。噴出岩的孔隙度比侵入岩大因而與相應的侵入岩相比密度要小。另外，沉積岩的密度是由組成沉積岩的礦物密度、孔隙度和填充孔隙氣體和液體的密度決定的。變質岩的密度主要決定於其礦物組成。密度在重力勘探、油氣儲層中岩性識別、測井解釋等方面應用廣泛，此外對理論研究也很重要。

（二）磁性

岩石磁性是由岩石所含鐵磁性礦物產生的磁性。常用的岩石磁性參數是磁化率、磁化強度、剩餘磁化強度矢量，以及剩餘磁化強度同感應磁化強度的比值。岩石的磁性主要決定於組成岩石的礦物的磁性，並受成岩後地質作用過程的影響。一般說，橄欖岩、輝長岩、玄武岩等超基性、基性岩漿岩的磁性最強；變質岩次之；沉積岩最弱。火成岩的磁性取決於岩石中鐵磁性礦物的含量。結構構造相同的岩石，鐵磁性礦物含量愈高，磁化率值愈大。鐵磁性侵入岩的天然剩餘磁化強度，按酸性、中性、基性、超基性的順序逐漸變大；沉積岩的磁性主要也是由鐵磁性礦物的含量決定的；變質岩的磁性是由其原始成分和變質過程決定的。

圖4－15 火成岩的熱導率與溫度的關系（轉引自Williams et al.，1979）

（三）熱導率

熱導率是物質導熱能力的量度，是一個重要的物理量。符號為λ或k。其定義為：在物體內部垂直於導熱方向取兩個相距1m，面積為1m²的平行平面，若兩個平面的溫度相差1K，則在1s內從一個平面傳導至另一個平面的熱量就規定為該物質的熱導率，它既控制著穩態條件下地殼各層的地溫梯度，又決定著諸如侵入體的冷卻等非穩態的時間尺度。熱導率定義為在穩態熱傳導條件下，熱流密度（即通過單位面積的熱流量）除以一維導熱體中的溫度梯度所得的商。硅酸鹽熔體是熱的不良導體，它們的熱導率（圖15）與兩種傳熱體制有關，即正常晶格熱傳導和輻射熱傳遞。隨溫度升高和晶格結構膨脹，前一種機制的作用降低，而後一種的增大。到達熔融范圍內，兩種效應趨於平衡，但在高溫下基性岩漿的熱導率通常以一個不斷增大的速率降低，這種情況待續到1200℃。溫度更高時，晶體或流體的暗度快速降低，輻射熱傳遞增強，總的熱導率就要高得多。更酸性的岩石，如安山岩和流紋岩，暗度較低，因而在低得多的溫度范圍內就顯示了熱導率的增大。

岩石的熱導率取決於組成岩石的礦物和固體顆粒間的介質如空氣、水、石油等的絕熱性質。火成岩和變質岩的熱導率相對於沉積岩來說變化范圍不大，數值較高。侵入岩中，超基性岩的熱導率較高，花崗岩次之，中間成分的侵入岩又次之。噴出岩的熱導率比相應的侵入岩小。沉積岩的熱導率變化范圍大是熱導率較低的孔隙充填物造成的。岩石和礦物的熱導率與溫度、壓力有關系。一般說來，溫度升高，熱導率降低。

（四）熱容

岩漿和火成岩的最具特色的熱學性質之一是，它們比熱容小，而熔融熱或結晶熱很大。熱容（heat capacity）C的定義為C＝△Q/△T（δ－17）。即當一系統接受一微小熱量△Q而溫度升高△T時，比值△Q/△T即為該系統的熱容C。比熱容（specific heat capacity）c，則是單位質量的熱容，亦即單位質量物質升高一度所需的熱量，c＝C/m＝△Q/（m·△T）。熔融熱或結晶熱△HF是在液相、固相共存的溫度下，使單位質量物質熔融或結晶所需增加或移出的熱量。對大多數火成岩，常壓下的比熱容cp約為1255J/（kg·K）（Mcbirney，1984）。例如，玄武岩漿c_p可取1214J/（kg·K），而酸性岩漿的c_p可取1340J/（kg·K）（馬昌前等，1994）。而熔融熱或結晶熱△H_F的典型值約介於（2.5×10⁵～4.2×10⁵）J/kg之間。可見在相變溫度下，使岩石熔融所需吸收（或放出）的熱量，在其他溫度時則能使這些岩石（或岩漿）溫度改變200～300℃。

（五）彈性波速

橫波（S）是指振動方向與傳播方向相垂直的波，縱波（P）是指振動方向與傳播方向相同的波。在岩石和礦物中傳播的速度v_P和v_S是地球物理勘探中常用的兩個參數。岩石中的波速取決於其礦物成分和孔隙充填物的彈性。對固體礦產、油氣、工程中的地震勘探、垂直地震剖面（Vertical Seismic Profiling，VSP）等非常重要。

火成岩和變質岩的彈性波速度與岩石密度的關系接近於線性關系，密度越大，速度越高。火成岩和變質岩的含水飽和度增大時，v_P變大，v_S也變大，但不如v_P的變化那樣顯著。氣飽和岩石的vP比相應的水飽和岩石的v_P小。片麻岩等片理發育的岩石，沿片理面測量的波速大於垂直片理面測量的波速，有時相差1倍以上。與結晶岩相比，沉積岩中的彈性波速度受孔隙度的影響很大，變化范圍很寬。表4－11列出了一些火成岩的P波速資料，可見，在未蝕變的火成岩中，速度是比較高的，但火山碎屑岩和蝕變的火成岩，波速就變化很大。

表4－11 火成岩的波速

（據Schutter，2003）

⑹ 礦物的主要性質包括哪些

礦物的概述
在科學發展史上，礦物的定義曾經多次演變。按現代概念，礦物首先必須是天然產出的物體﹐從而與人工制備的產物相區別。但對那些雖由人工合成﹐而各方面特性均與天然產出的礦物相同或密切相似的產物﹐如人造金剛石﹑人造水晶等﹐則稱為人工合成礦物。早先﹐曾將礦物局限於地球上由地質作用形成的天然產物。但是﹐近代對月岩及隕石的研究表明﹐組成它們的礦物與地球上的類同。有時只是為了強調它們的來源﹐稱它們為月岩礦物和隕石礦物﹐或統稱為宇宙礦物。另外還常分出地幔礦物，以與一般產於地殼中的礦物相區別。其次﹐礦物必須是均勻的固體。氣體和液體顯然都不屬於礦物。但有人把液態的自然汞列為礦物；一些學者把地下水﹑火山噴發的氣體也都視為礦物。至於礦物的均勻性則表現在不能用物理的方法把它分成在化學成分上互不相同的物質。這也是礦物與岩石的根本差別。此外﹐礦物這類均勻的固體內部的原子是作有序排列的﹐即礦物都是晶體。但早先曾把礦物僅限於「通常具有結晶結構」。這樣﹐作為特例﹐諸如水鋁英石等極少數天然產出的非晶質體﹐也被劃入礦物。這類在產出狀態和化學組成等方面的特徵均與礦物相似﹐但不具結晶構造的天然均勻固體特稱為似礦物(mineraloid)。似礦物也是礦物學研究的對象﹐往往並不把似礦物與礦物嚴格區分。每種礦物除有確定的結晶結構外﹐還都有一定的化學成分﹐因而還具有一定的物理性質。礦物的化學成分可用化學式表達﹐如閃鋅礦和石英可分別表示為ZnS和 SiO2。但實際上所有礦物的成分都不是嚴格固定的﹐而是可在程度不等的一定范圍內變化。造成這一現象的原因是礦物中原子間的廣泛類質同象替代。例如閃鋅礦中總是有Fe2+替代部分的Zn2+﹐Zn﹕Fe(原子數)可在1﹕0到約6﹕5間變化﹐此時其化學式則寫為(Zn﹐Fe)S﹐石英的成分非常接近於純的SiO2﹐但仍含有微量的Al3+或Fe3+等類質同象雜質。最後﹐礦物一般是由無機作用形成的。早先曾把礦物全部限於無機作用的產物﹐以此與生物體相區別﹐後來發現有少數礦物﹐如石墨及某些自然硫和方解石﹐是有機起源的﹐但仍具有作為礦物的其餘全部特徵﹐故作為特例﹐仍歸屬於礦物。至於煤和石油﹐都是由有機作用所形成﹐且無一定的化學成分﹐故均非礦物﹐也不屬於似礦物。絕大多數礦物都是無機化合物和單質﹐僅有極少數是通過無機作用形成的有機礦物﹐如草酸鈣石[Ca(C2O4)‧2H2O]等。編輯本段礦物的形態
礦物千姿百態﹐就其單體而言﹐它們的大小懸殊﹐有的肉眼或用一般的放大鏡可見(顯晶)﹐有的需藉助顯微鏡或電子顯微鏡辨認(隱晶)﹔有的晶形完好﹐呈規則的幾何多面體形態﹐有的呈不規則的顆粒存在於岩石或土壤之中。礦物單體形態大體上可分為三向等長(如粒狀)﹑二向延展(如板狀﹑片狀)和一向伸長(如柱狀﹑針狀﹑纖維狀) 3種類型。而晶形則服從一系列幾何結晶學規律。 礦物單體間有時可以產生規則的連生﹐同種礦物晶體可以彼此平行連生﹐也可以按一定對稱規律形成雙晶﹐非同種晶體間的規則連生稱浮生或交生。 礦物集合體可以是顯晶或隱晶的。隱晶或膠態的集合體常具有各種特殊的形態﹐如結核狀(如磷灰石結核)﹑豆狀或鮞狀(如鮞狀赤鐵礦)﹑樹枝狀(如樹枝狀自然銅)﹑晶腺狀(如瑪瑙)﹑土狀(如高嶺石)等。編輯本段礦物的物理性質
概述
長期以來﹐人們根據物理性質來識別礦物。如顏色﹑光澤﹑硬度﹑解理﹑比重和磁性等都是礦物肉眼鑒定的重要標志。 作為晶質固體﹐礦物的物理性質取決於它的化學成分和晶體結構﹐並體現著一般晶體所具有的特性──均一性﹑對稱性和各向異性。
礦物的顏色
礦物的顏色多種多樣。呈色的原因﹐一類是白色光通過礦物時﹐內部發生電子躍遷過程而引起對不同色光的選擇性吸收所致﹔另一類則是物理光學過程所致。導致礦物內電子躍遷的內因﹐最主要的是﹕色素離子的存在﹐如Fe3+使赤鐵礦呈紅色﹐V3+使釩榴石呈綠色等﹔是晶格缺陷形成「色心」﹐如螢石的紫色等。礦物學中一般將顏色分為3類﹕自色是礦物固有的顏色﹔他色是指由混入物引起的顏色﹔假色則是由於某種物理光學過程所致﹐如斑銅礦新鮮面為古銅紅色﹐氧化後因表面的氧化薄膜引起光的干涉而呈現藍紫色的錆色﹐礦物內部含有定向的細微包體﹐當轉動礦物時可出現顏色變幻的變彩﹐透明礦物的解理或裂隙有時可引起光的干涉而出現彩虹般的暈色等。
條痕
指礦物在白色無釉的瓷板上劃擦時所留下的粉末痕跡。條痕色可消除假色﹐減弱他色﹐通常用於礦物鑒定。
光澤
指礦物表面反射可見光的能力。根據平滑表面反光的由強而弱分為金屬光澤(狀若鍍克羅米金屬表面的反光﹐如方鉛礦)﹑半金屬光澤(狀若一般金屬表面的反光﹐如磁鐵礦)﹑金剛光澤(狀若鑽石的反光﹐如金剛石)和玻璃光澤(狀若玻璃板的反光﹐如石英)四級。金屬和半金屬光澤的礦物條痕一般為深色﹐金剛或玻璃光澤的礦物條痕為淺色或白色。此外﹐若礦物的反光面不平滑或呈集合體時﹐還可出現油脂光澤﹑樹脂光澤﹑蠟狀光澤﹑土狀光澤及絲絹光澤和珍珠光澤等特殊光澤類型。
透明度
指礦物透過可見光的程度。影響礦物透明度的外在因素(如厚度﹑含有包裹體﹑表面不平滑等)很多﹐通常是在厚為0.03毫米薄片的條件下﹐根據礦物透明的程度﹐將礦物分為﹕透明礦物(如石英)﹑半透明礦物(如辰砂)和不透明礦物(如磁鐵礦)。許多在手標本上看來並不透明的礦物﹐實際上都屬於透明礦物如普通輝石等。一般具玻璃光澤的礦物均為透明礦物﹐顯金屬或半金屬光澤的為不透明礦物﹐具金剛光澤的則為透明或半透明礦物。
斷口﹑解理與裂理
礦物在外力作用如敲打下﹐沿任意方向產生的各種斷面稱為斷口。斷口依其形狀主要有貝殼狀﹑鋸齒狀﹑參差狀﹑平坦狀等。在外力作用下礦物晶體沿著一定的結晶學平面破裂的固有特性稱為解理。解理面平行於晶體結構中鍵力最強的方向﹐一般也是原子排列最密的面網發生﹐並服從晶體的對稱性。解理面可用單形符號(見晶體)表示﹐如方鉛礦具立方體｛100｝解理﹑普通角閃石具｛110｝柱面解理等。根據解理產生的難易和解理面完整的程度將解理分為極完全解理(如雲母)﹑完全解理(如方解石)﹑中等解理(如普通輝石)﹑不完全解理(如磷灰石)和極不完全解理(如石英)。裂理也稱裂開﹐是礦物晶體在外力作用下沿一定的結晶學平面破裂的非固有性質。它外觀極似解理﹐但兩者產生的原因不同。裂理往往是因為含雜質夾層或雙晶的影響等並非某種礦物所必有的因素所致。
硬度
是指礦物抵抗外力作用(如刻劃﹑壓入﹑研磨)的機械強度。礦物學中最常用的是摩氏硬度﹐它是通過與具有標准硬度的礦物相互刻劃比較而得出的。10種標准硬度的礦物組成了摩氏硬度計﹐它們從1度到 10度分別為滑石﹑石膏﹑方解石﹑螢石﹑磷灰石﹑正長石﹑石英﹑黃玉﹑剛玉﹑金剛石。十個等級只表示相對硬度的大小﹐為了簡便還可以用指甲(2-2.5)﹑小鋼刀(6-7)﹑窗玻璃(5.5-6)作為輔助標准﹐粗略地定出礦物的摩氏硬度。另一種硬度為維氏硬度﹐它是壓入硬度﹐用顯微硬度儀測出﹐以千克/平方毫米表示。摩氏硬度 H m與維氏硬度H v的大致關系是(kg/mm2)﹐礦物的硬度與晶體結構中化學鍵型﹑原子間距﹑電價和原子配位等密切相關。
比重
指礦物與同體積水在 4℃時重量之比。礦物的比重取決於組成元素的原子量和晶體結構的緊密程度。雖然不同礦物的比重差異很大﹐琥珀的比重小於 1﹐而自然銥的比重可高達22.7﹐但大多數礦物具有中等比重(2.5～4)。礦物的比重可以實測﹐也可以根據化學成分和晶胞體積計算出理論值。
彈性﹑撓性﹑脆性與延展性
某些礦物(如雲母)受外力作用彎曲變形﹐外力消除﹐可恢復原狀﹐顯示彈性﹔而另一些礦物(如綠泥石)受外力作用彎曲變形﹐外力消除後不再恢復原狀﹐顯示撓性。大多數礦物為離子化合物﹐它們受外力作用容易破碎﹐顯示脆性。少數具金屬鍵的礦物(如自然金)﹐具延性(拉之成絲)﹑展性(捶之成片)。
磁性
根據礦物內部所含原子或離子的原子本徵磁矩的大小及其相互取向關系的不同﹐它們在被外磁場所磁化時表現的性質也不相同﹐從而可分為抗磁性(如石鹽)﹑順磁性(如黑雲母)﹑反鐵磁性(如赤鐵礦)﹑鐵磁性(如自然鐵)和亞鐵磁性(如磁鐵礦)。由於原子磁矩是由不成對電子引起的﹐因而凡只含具飽和的電子殼層的原子和離子的礦物都是抗磁的﹐而所有具有鐵磁性或亞鐵磁性﹑反鐵磁性﹑順磁性的礦物都是含過渡元素的礦物。但若所含過渡元素離子中不存在不成對電子時(如毒砂)﹐則礦物仍是抗磁的。具鐵磁性和亞鐵磁性的礦物可被永久磁鐵所吸引﹔具亞鐵磁性和順磁性的礦物則只能被電磁鐵所吸引。礦物的磁性常被用於探礦和選礦。
發光性
些礦物受外來能量激發能發出可見光。加熱﹑摩擦以及陰極射線﹑紫外線﹑X 射線的照射都是激發礦物發光的因素。激發停止﹐發光即停止的稱為螢光﹔激發停止發光仍可持續一段時間的稱為燐光。礦物發光性可用於礦物鑒定﹑找礦和選礦。編輯本段礦物的化學成分和晶體結構
化學組成和晶體結構是每種礦物的基本特徵﹐是決定礦物形態和物理性質以及成因的根本因素﹐也是礦物分類的依據﹐礦物的利用也與它們密不可分。
礦物與地殼的化學組成
化學元素是組成礦物的物質基礎。人們對地殼中產出的礦物研究較為充分。地殼中各種元素的平均含量(克拉克值)不同。氧﹑硅﹑鋁﹑鐵﹑鈣﹑鈉﹑鉀﹑鎂八種元素就佔了地殼總重量的97％﹐其中氧約佔地殼總重量的一半(49％)﹐硅佔地殼總重的1/4以上(26％)。故地殼中上述元素的氧化物和氧鹽(特別是硅酸鹽)礦物分布最廣﹐它們構成了地殼中各種岩石的主要組成礦物。其餘元素相對而言雖微不足道﹐但由於它們的地球化學性質不同﹐有些趨向聚集﹐有的趨向分散。某些元素如銻﹑鉍﹑金﹑銀﹑汞等克拉克值甚低﹐均在千萬分之二以下﹐但仍聚集形成獨立的礦物種﹐有時並可富集成礦床﹔而某些元素如銣﹑鎵等的克拉克值雖遠高於上述元素﹐但趨於分散﹐不易形成獨立礦物種﹐一般僅以混入物形式分散於某些礦物成分之中。
礦物晶體結構中原子的堆積(排列)與配位數
共價鍵的礦物(如自然金屬﹑鹵化物及氧化物礦物等)晶體結構中﹐原子常呈最緊密堆積(見晶體)﹐配位數即原子或離子周圍最鄰近的原子或異號離子數﹐取決於陰陽離子半徑的比值。當共價鍵為主時(如硫化物礦物)﹐配位數和配位型式取決於原子外層電子的構型﹐即共價鍵的方向性和飽和性。對於同一種元素而言﹐其原子或離子的配位數還受到礦物形成時的物理化學條件的影響。溫度增高﹐配位數減小﹐壓力增大﹐配位數增大。礦物晶體結構可以看成是配位多面體(把圍繞中心原子並與之成配位關系的原子用直線聯結起來獲得的幾何多面體)共角頂﹑共棱或共面聯結而成。
礦物成分和晶體結構的變化
一定的化學成分和一定的晶體結構構成一個礦物種。但化學成分可在一定范圍內變化。礦物成分變化的原因﹐除那些不參加晶格的機械混入物﹑膠體吸附物質的存在外﹐最主要的是晶格中質點的替代﹐即類質同象替代﹐它是礦物中普遍存在的現象。可相互取代﹑在晶體結構中占據等同位置的兩種質點﹐彼此可以呈有序或無序的分布(見有序－無序)。 礦物的晶體結構不僅取決於化學成分﹐還受到外界條件的影響。同種成分的物質﹐在不同的物理化學條件(溫度﹑壓力﹑介質)下可以形成結構各異的不同礦物種。這一現象稱為同質多象。如金剛石和石墨的成分同樣是碳單質﹐但晶體結構不同﹐性質上也有很大差異。它們被稱為碳的不同的同質多象變體。如果化學成分相同或基本相同﹐結構單元層也相同或基本相同﹐只層的疊置層序有所差異時﹐則稱它們為不同的多型。如石墨2H 多型(兩層一個重復周期﹐六方晶系)和3R 多型(三層一個重復周期﹐三方晶系)。不同多型仍看作同一個礦物種。
礦物的晶體化學式
礦物的化學成分一般採用晶體化學式表達。它既表明礦物中各種化學組分的種類﹑數量﹐又反映了原子結合的情況。如鐵白雲石 Ca(Mg﹐Fe﹐Mn)[CO3]2﹐圓括弧內按含量多少依次列出相互成類質同象替代的元素﹐彼此以逗號分開﹔方括弧內為絡陰離子團。當有水分子存在時﹐常把它寫在化學式的最後﹐並以圓點與其他組分隔開﹐如石膏Ca[SO4]‧2 H2O。

⑺ 岩石物理性質的介紹

指岩石的力學、熱學、電學、聲學、放射學等特性參數和物理量。礦物的物理性質包括：顏色、條痕、光澤、透明度、硬度、解理、斷口、脆性和延展性、彈性和撓性、相對密度、磁性、發光性、電性、其它性質。在力學特徵中包括滲流特性和機械特性。

⑻ 岩石物理性質和熱物理性質評價

岩石物理性質包括岩石的結構、構造、礦物成分、密度、孔隙率、彈性波速、磁化率、電阻率、放射性等，岩石熱物理性質包括岩石熱導率、熱容量、生熱率。在淺層地溫研究中關注更多的是密度、孔隙率和熱物理性質。

(一)岩石密度、孔隙度、含水率

1.岩石密度

岩石密度是指單位體積岩石的質量，用ρ表示:

淺層地溫能資源評價

式中:ρ———密度(g/cm³);

m———質量(g);

V———體積(cm³)。

岩石的密度與化學成分、礦物組成、結構構造、孔隙度以及它所處外部條件有關。

岩漿岩的密度與化學成分有直接關系，總體講由基性岩到酸性岩密度減小。化學成分相同時，侵入岩密度大於噴出岩，這是由噴出岩中孔隙度比侵入岩大所致。

沉積岩的密度取決於沉積物礦物組成、孔隙度和孔隙內充填物的密度。沉積岩孔隙度變化范圍較大，一般為2%～2.5%，高者達50%，鬆散沉積物孔隙度更大。因此，沉積岩密度變化大。隨埋藏深度增加和成岩作用的加深，密度增大，形成了同種岩性埋藏深度越大則密度越大、地層成岩時代越老則岩石密度越大的規律。

變質岩的密度取決於礦物組成。變質岩中孔隙度很小，一般為0.1%～3%，極少達到5%，岩石密度受孔隙影響很小，而受變質作用性質影響較大。在區域變質岩中綠片岩相岩石密度小於原岩，角閃岩、麻粒岩、榴輝岩等中深度變質岩密度大於原岩，這是由於化學成分中鎂鐵元素集中的結果。在動力變質過程中有礦物重結晶者密度大於原岩，無重結晶者密度小於原岩，原因在於無重結晶者使岩石產生了裂隙。

2.岩石孔隙度

岩石孔隙度又稱孔隙率，是岩石的孔隙體積與包括空隙體積在內的岩石總體積之比。孔隙度是表示岩石孔隙性的數量指標，反映岩石顆粒接觸關系和成岩及後期淋濾作用的綜合結果。

岩石的孔隙度取決於岩石的結構和形成條件。岩漿岩的孔隙度與形成環境相關，噴出岩孔隙度大於侵入岩。變質岩由於在變形條件下伴有組分變化，且在一定壓力下孔隙度變小。沉積岩在不同的成岩階段孔隙度變化很大，沉積物組成、結構中的支撐關系、成岩作用和成岩後淋濾作用都對孔隙度產生影響;沉積岩孔隙度不但影響油氣遷移富集，而且對岩石熱導率和熱容量也有重要影響。

3.岩石含水率

岩石含水率是岩石中水的質量與岩石礦物或顆粒質量之比。含水率與孔隙度直接相關。孔隙是岩石充水的前提條件，岩石中孔隙都被水充填時岩石達到水飽和狀態。

(二)岩石熱導率、比熱容、生熱率

物質熱傳導都是物質內部微觀粒子相互碰撞和傳遞的結果。不同物質處於不同狀態時，結構不同，導熱機理不盡相同。固體中的熱傳導機制主要由兩部分組成:①電子傳導(依靠電子相互作用和碰撞傳遞熱量);②晶格原子傳導(依靠晶體點陣和晶格振動傳遞熱量)。一般金屬中熱量主要由電子傳導，硅質物質中的傳熱主要由晶格原子完成。

岩石熱導率(K)、熱容(C)和生熱率(A)是基本熱物理參數，分別反映了岩石對熱能量傳輸、儲存和生熱的能力。淺層岩石土壤熱導率(K)、熱容(C)、生熱率(A)是影響淺層地溫能資源質量的主要因素。

1.岩石熱導率(K)

熱導率是反映物質導熱能力的性質參數，一般通過理論計算和實驗測試來確定熱導率，後者是獲得物質熱導率的主要途徑。

岩石傳熱機理是通過造岩礦物晶格振動和礦物晶體點陣振動進行的，主要是傳導方式。岩石熱導率指沿熱流傳遞方向單位長度(l)上溫度(T)降低1℃時單位時間(t)內通過單位面積(S)的熱量(Q)。根據傅里葉定律，物質熱導率與熱流密度成正比，與溫度梯度成反比，用如下關系式表達:

淺層地溫能資源評價

熱導率受礦物成分(岩性)和礦物間接觸關系即岩石結構影響，同時受外部環境影響，如岩石裂隙、孔隙及含水率、壓力條件等(對於鬆散堆積物的熱導率影響的因素更為復雜)，一般情況下岩石熱導率隨壓力、密度、濕度增大而增大。均質物質熱導率可用一個數值表徵，非均質材料熱導率不能用一個數值來表徵，岩石屬非均質體，特別是具有層理、片理、葉理以斷層等外部條件約束時，熱導率就不可用簡單關系描述。

總體上，結晶岩熱導率數值高於沉積岩，且隨岩石中鎂鐵組分增高而增大，表2－9是根據楊淑貞對華北地殼上部岩石熱傳導結構探討，熊亮萍等對中國東南地區岩石熱導率值分析，邱楠生對西北塔里木、准噶爾、柴達木三盆地岩石熱導率研究和吳乾蕃對松遼盆地地熱場研究資料匯總簡化而成。由表2－9可見，岩漿岩、變質岩熱導率普遍高於沉積岩，沉積岩熱導率隨顆粒粒徑增大而增大，化學沉積岩熱導率隨成分而異並隨結晶程度增高而增大。

表2－9 中國各地岩石熱導率表

沉積岩熱導率變化較大，沉積物顆粒成分、形狀、接觸關系、孔隙度、含水率等對熱導率有直接影響。此外，熱導率還受岩石所處構造環境影響。同一種岩性固態顆粒，由細到粗熱導率增大，壓力增大熱導率升高，孔隙含水率增大熱導率增大，溫度升高熱導率減小。對於鬆散沉積物來講，其孔隙度大、含水率不同，熱傳輸的影響因素不僅有傳導形式，還有水參與下的對流和無水孔隙中的輻射，其熱傳輸機理較復雜。

孔隙中含水程度不同，熱導率不同，在成岩岩石中熱導率與孔隙度呈指數關系，表2－10是楊淑貞等於1986年對砂岩與泥岩的研究成果，以圖2－19表示;表2－11是對岩石不同含水率下的熱導率的測試結果，顯示當孔隙一定時，熱導率隨含水率增大而增大，呈線性關系。圖2－20這種線性形式可用K=A+B·W表示，式中，K為熱導率，A為初始熱導率，B為變化系數，W為含水量。

表2－10 飽和水和風干狀態孔隙岩石熱導率表

注:K=A+Blogφ，回歸系數r為0.9748或0.9660。(據楊淑貞，1986，略修改)

圖2－19 砂岩(砂質泥岩)熱導率與孔隙度關系圖(據楊淑貞，1986)

南京大學肖琳對不同孔隙度與含水量的土體熱導率進行了實驗室熱線法研究，得出不同土體熱導率隨含水量及孔隙度的變化規律是:孔隙度一定時，土體熱導率隨含水量增大而增大;含水量一定時土體熱導率隨孔隙度增大而減小。由圖2－21可見，土體熱導率隨孔隙度、含水量變化規律在不同土體中表現形式不同。對於粉砂和粉土熱導率與含水量呈對數關系，含水量增大至一定量時，熱導率趨於穩定;粉質粘土熱導率與含水量呈指數關系，熱導率在較大含水量范圍內增加急劇，達一定量時趨於穩定。土體熱導率隨孔隙度增大而減小，粉砂和粉土熱導率與孔隙度呈指數函數，先急劇增大後趨穩定;粉質粘土熱導率與孔隙率呈對數函數，隨孔隙度增長先平緩減小後急劇增加。

表2－11 不同含水率時孔隙岩石熱導率表

(據楊淑貞等，1985)

圖2－20 孔隙岩石熱導率與含水率的關系圖(據楊淑貞，1986)

這項研究還表明，孔隙岩石中熱導率隨含水率變化是有臨界值的，含水率增加到臨界值時，熱導率不再增加。究其原因是因為粘土顆粒的熱傳遞依靠顆粒接觸進行，水的加入使顆粒接觸面積增大，熱導率升高，當水量達到使顆粒充分接觸時，水量再繼續增加，顆粒有效接觸面積不會增加。所以，熱導率趨於穩定。北京地區實際測試岩土體熱導率結果也支持這一結論。

圖2－21 含水量對土樣(不同孔隙率)熱導率的影響圖(據肖玉林等，2008)

沉積岩(物)熱導率隨壓力增大、埋藏深度增大、岩石地層形成年齡增長而增大的根本原因在於岩石中孔隙度隨上述因素增加而減小、顆粒質點接觸面積加大。

沉積岩(物)熱導率隨溫度升高而降低，但降低數量級在10^－3上，影響很小。雖然這一數量級對熱導率影響較小，但這一變化規律在地溫場研究中非常重要。據張延軍研究，在0℃以上，粘土和中細砂熱導率與溫度有以下線性關系:

粘土:k=－0.0016T+1.2269，β=1.30×10^－3

中砂:k=－0.0057T+1.8819，β=3.03×10^－3

細砂:k=－0.0099T+1.8957，β=5.22×10^－3

式中:k———熱導率(W/(m·K));

T———溫度;

β———溫度影響系數。

2.岩石比熱容(C)

岩石比熱容指使單位質量物質溫度變化1K所必需的熱量，單位為J/(kg·K)。

C=Q/(m·ΔT)

式中:C———比熱容;

m———質量(kg);

ΔT———溫度變化。

比熱容是反映物質吸熱或放熱能力的物理量。任何物質都有自己的比熱容，同種物質在不同狀態下，比熱容也不同。比熱容與過程有關，可分為定壓比熱容和定容比熱容。從工程手冊上可以查閱的比熱容為物質的平均比熱容(表2－12)。

鬆散沉積物比熱容是(顆粒)固態物質與孔隙及填充物比熱容之和。不同物質成分、結構岩性層構成的堆積體比熱容採用加權平均法計算;對同一岩性，飽和水狀態與非飽和水狀態、均質狀態和非均質狀態下，比熱容有顯著差別。

比熱容是計算熱量的主要參數之一，岩土體的比熱容可以通過多種測試方法獲得，也可查閱各種工程手冊獲得。

表2－12 幾種岩石土壤比熱容表

(據胡芃等，2009)

3.岩石生熱率(A)

岩石生熱率是指單位體積岩石在單位時間內生成熱量的總和，是表徵岩石自身生熱能力高低的性質參數。一般認為，地殼淺部熱源是由岩石中U，Th，K三種放射性元素衰變產生的，可以用下式來求取岩石熱量:

淺層地溫能資源評價

式中:A———岩石生熱率(μW/m³);

w(U)，w(Th)，w(K)———U，Th，K在岩石中的質量分數(10^－6)。

岩石生熱率與岩性密切相關，岩漿岩由基性到酸性生熱率增高;沉積岩隨顆粒減小生熱率增高;變質岩生熱率變化較大，為0.3～10.9μW/m³，以變粒岩最大。三大岩類的生熱率排列為岩漿岩>沉積岩>變質岩。

岩石生熱率隨深度(z)分布呈指數遞減，表達式為

A(z)=A(0)·exp^(－z/H)

式中:A(z)———岩石生熱率隨深度變化值;

A(0)———地表岩石生熱率;

H———對數縮減量。

地球不同深度帶生熱率估計如下:0～100km大地熱流為50%;100～200km為25%;200～300km為15%;300～400km為8%;>400km為2%。

岩石放射性是地殼溫度場分布的主要控制因素，是地球內部驅動深部構造熱過程的重要動力來源，在淺層地溫場評價中應予高度重視。

表徵岩石熱物理性質的參數還有熱阻率、熱擴散率、不同傳熱形式的熱流密度等。熱導率、比熱容和生熱率是岩石最基本的熱物理性質參數，以此為基礎，利用其他物性參數和相應關系可以導出岩石的其他熱物理性質參數。

⑼ 岩石物理性質的分類

礦物按其磁性的不同可分為3類：①反磁性礦物,如石英、磷灰石、閃鋅礦、方鉛礦等。磁化率為恆量，負值，且較小。②順磁性礦物，大多數純凈礦物都屬於此類。磁化率為恆量,正值，也比較小。③鐵磁性礦物,如磁鐵礦等含鐵、鈷、鎳元素的礦物。磁化率不是恆量，為正值，且相當大。也可認為這是順磁性礦物中的一種特殊類型。 岩石的磁性主要決定於組成岩石的礦物的磁性，並受成岩後地質作用過程的影響。一般說，橄欖石、輝長石、玄武岩等基性、超基性岩漿岩的磁性最強；變質岩次之；沉積岩最弱。
①岩漿岩的磁性取決於岩石中鐵磁性礦物的含量。結構構造相同的岩石，鐵磁性礦物含量愈高，磁化率值愈大。鐵磁性侵入岩的天然剩餘磁化強度，按酸性、中性、基性、超基性的順序逐漸變大。鐵磁性侵入岩的特點是Q值一般小於1。由接觸交代作用而形成的岩石,Q值可達1～3，甚至更大。
②沉積岩的磁性主要也是由鐵磁性礦物的含量決定的。分布最廣的沉積岩造岩礦物，如石英、方解石、長石、石膏等，為反磁性或弱順磁性礦物。菱鐵礦、鈦鐵礦、黑雲母等礦物之純凈者是順磁性礦物；含鐵磁性礦物雜質者具有強順磁性。沉積岩的磁化率和天然剩餘磁化強度值都比較小。
③變質岩的磁性是由其原始成分和變質過程決定的。原岩為沉積岩的變質岩，磁性一般比較弱；原岩為岩漿岩的變質岩在變質作用相同時，其磁性一般比原岩為沉積岩的變質岩強。大理岩和結晶灰岩為反磁性變質岩。岩石變質後，磁性也發生變化。蛇紋石化的岩石磁性比原岩強；雲英岩化、粘土化、絹雲母化和綠泥石化的岩石，磁性比原岩減弱。
岩石磁性的各向異性是岩石的層狀結構造成的。磁化率高，變質程度深的岩石，磁各向異性很明顯。褶皺區沉積岩的磁各向異性一般要比地台區的大。
岩石的天然剩餘磁化強度矢量是在岩石形成過程中，按當時當地的地磁場方向「凍結」下來的。這個矢量的指極性與現代地磁場方向一致的稱為正極性。岩石的年代愈古老，它的剩餘磁化強度矢量的成分愈復雜。岩石剩餘磁性由各種天然磁化過程形成。岩石在磁場中從居里點以上溫度冷卻時獲得的剩餘磁性稱為熱剩餘磁性；岩石中的鐵磁性物質在磁場中由於磁粘滯性而獲得的剩餘磁性稱粘滯剩餘磁性；沉積岩中的微小磁性顆粒在沉積過程中受磁場作用採取定向排列因而獲得的剩餘磁性稱為沉積剩餘磁性；沉積物中的鐵礦物沉積後，在磁場中經化學變化而獲得的剩餘磁性稱化學剩餘磁性；還有等溫剩餘磁性是常溫下磁性物質在磁場中獲得的剩餘磁性（見岩石磁性）。岩石的剩餘磁性是古地磁學賴以建立的基礎。
岩石和礦物的磁性與溫度、壓力有關系。順磁性礦物的磁化率與溫度的關系遵循居里定律。鐵磁性礦物的居里溫度一般為300～700℃，其磁化率一般隨溫度升高而增大（可達50%），至居里溫度附近則迅速下降。鐵磁性礦物的磁化率與溫度的關系有兩種類型：一為可逆型，即在礦物加熱和冷卻過程中溫度相同時磁化率值相同，如純磁鐵礦、鈦鐵礦。另一種為不可逆型，即礦物加熱和冷卻過程中溫度相同時磁化率值不同，如對升溫不穩定的鐵磁性礦物。岩石加熱時，磁化率也逐步升高，至200～400℃迅速下降。岩石的磁化率和磁化強度值都隨壓力的增大而減小。

⑽ 礦石礦石物理力學性質是指什麼

題目有錯別字，正確的應該為：「礦物的礦石物理力學性質是指什麼？」
礦物的物理性質，決定於礦物的化學成分和內部構造。由於不同礦物的化學成分或內部構造不同，因而反映出不同的物理性質。所以，礦物的 物理性質，是鑒別礦物的重要依據。

（一）光學性質：
1、顏色
礦物的顏色，是礦物對可見光波的吸收作用產生的。按成色原因，有自色、他色、假色之分。
自色： 礦物固有的顏色，顏色比較固定。 一般來說，含鐵，錳多的礦物，如黑雲母、普通角閃石、普通輝石等，顏色較深；含硅、鋁、鈣等成分多的礦物，如石英、長石、方解石等，顏色較淺。
他色：
礦物混入了某些雜質所引起的，與礦物的本身性質無關。他色不固定，對鑒定礦物沒有很大意義。 假色：由於礦物內部的裂隙或表面的氧化薄膜對光的折射、散射所引起的。如方解石解理面上常出現的虹彩；斑銅礦表面常出現斑駁的藍色和紫色。
2、光澤
礦物表面呈現的光亮程度，稱為光澤。它是礦物表面的反射率的表現。 按其反射強弱程度，分金屬光澤、半金屬光澤和非金屬光澤。 造岩礦物絕大部分屬於非金屬光澤。
玻璃光澤：反光如鏡，如長石、方解石解理面上呈現的光澤。 珍珠光澤：象珍珠一樣的光澤，如雲母等。
絲絹光澤：纖維狀或細鱗片狀礦物，形成絲絹般的光澤，如纖維石膏和絹雲母等。 油脂光澤：礦物表面不平，致使光線散射，如石英斷口上呈現的光澤。 蠟狀光澤：石蠟表面呈現的光澤，如蛇紋石、滑石等緻密塊體礦物表面的光澤。
土狀光澤：礦物表面暗淡如土，如高嶺石等松細粒塊體礦物表面所呈現的光澤。
3、條痕
礦物在無釉瓷板上摩擦時所留下的粉末痕跡，它是指礦物粉末的顏色。對不透明礦物的鑒定很重要。
（二）力學性質
1．硬度
礦物抵抗外力刻劃、研磨的能力，稱為硬度。硬度是礦物的一個重要鑒定特徵。 在鑒別礦物的硬度時，是用兩種礦物對刻的方法來確定礦物的相對硬度。
摩氏硬度計： 硬度對比的標准，從軟到硬依次由下列10種礦物組成，稱為摩氏硬度計。 （1）滑石（2）石膏（3）方解石（4）螢石 （5）磷灰石（6）正長石（7）石英（8）黃玉（9）剛玉（10）金剛石
可以看出，摩氏硬度只反映礦物相對硬度的順序，它並不是礦物絕對硬度的等級。 礦物硬度的確定，是根據兩種礦物對刻時互相是否刻傷的情況而定。
野外工作中，常用指甲（2～2.5）、鐵刀刃（3～5.5）、玻璃（5～5.5）、鋼刀刃（6～6.5）鑒別礦物的硬度
礦物硬度，對岩石的強度有明顯影響。風化、裂隙、雜質等會影響礦物的硬度。所以在鑒別礦物的硬度時，要注意在礦物的新鮮晶面或解理面上進行。
2． 解理、斷口
礦物受打擊後，能沿一定方向裂開成光滑平面的性質，稱為解理。裂開的光滑平面稱為解理面。不具方向性的不規則破裂面，稱為斷口。
不同的晶質礦物，由於其內部構造不同，在受力作用後開裂的難易程度、解理數目以及解理面的完全程度也有差別。
根據解理出現方向的數目，有一個方向的解理，如雲母等； 有兩個方向的解理，如長石等； 有三個方向的解理，如方解石等。 根據解理的完全程度，可將解理分為以下幾種：
極完全解理極：易裂開成薄片，解理面大而完整，平滑光亮，如雲母。
完全解理：沿解理方向開裂成小塊，解理面平整光亮，如方解石。 中等解理：既有解理面，又有斷口，如正長石。 不完全解理：常出現斷口，解理面很難出現，如磷灰石。 礦物解理的完全程度和斷口是互相消長的，解理完全時則不顯斷口。反之，解理不完全或無解理時，則斷口顯著。如不具解理的石英，則只呈現貝殼狀的斷口。

解理是造岩礦物的另一個鑒定特徵。