① 太空材料的熱物理和光學特性分別是什麼
1.材料的熱物理性能
要想評價衣料的熱物理性能就要知道它的導熱系數和熱阻。
導熱系數久〔瓦／(米·開)〕：表示溫差1度情況下，單位時間內有多少熱量通過厚1米、面積1平方米的材料。
導熱系數與材料結構、濕度、溫度有關，通過試驗測定之。紡織材料的導熱系數為0.03～0.05瓦／(米·開)。
熱阻：表明材料厚度不變情況下的熱流量：
R＝δ/λ
其中：R為熱阻，以(米2·開)／瓦計；
δ為材料厚度，以米計；
λ為導熱系數，單位是瓦／(米·開)。
隔熱單位克裸，在文獻中已廣泛採用。隔熱單位為1克裸的服裝在產熱量約為60瓦／米2時，保證室溫條件下穿西裝和襯衣的人感到舒適。1克裸；0.155米2·開/瓦。
為了便於將λ、R和克裸換算成米-千克-秒制單位，下面列出幾個關系式：
1瓦／(米·開)=0.86千卡／(米2時·攝氏度)；
1米2開／瓦=1.16攝氏度·米2小時／千卡；
1克裸=0.18攝氏度·米2/小時／千卡。
2.物體的光學特性
物體中能吸收掉照射於其上之電磁波的全部輻射能量眷稱為絕對黑體；反之，將之全部反射掉者則為絕對白體。允許全部輻射能量通過的物體稱為透(鏡)體。自然界並不存在絕對的「體」，一切物體均程度不同地吸收和反射一部分輻射能量，因而得名為「灰體」。
物體的輻射能力：乃單位面積上在單位時間內之輻射能量的總和E0，可示如下式：
E＝εC0(T100)4
其中：ε為物體黑度，在絕對白體的0和絕對黑體的1之間變化；
C0＝5.67瓦/(米2·開4)＝4.88千卡/(米2·小時·開4)，即絕對黑體的輻射系數；
T為表面絕對溫度(T＝θ+273開)。
物體的「吸收能力」：取決於表面狀態，其次也與材料本身的特性有關，射線波長的作用也不小。例如，白色吸收熱輻射的性能很好；但吸收可見光的能力則不佳。
日常生活中常常利用這種狀況，白色的衣服在陽光明媚的天氣對預防過熱有很大幫助。
② 什麼是熱物理
第八章 熱物理學簡介
§8 - 1 熱力學平衡的基本概念
一 熱物理學概述
研究的是熱運動（宏觀物體中大量微觀粒子的無規運動。物體的各種宏觀性質，例如物體的力學性質、電磁性質和化學性質等均受熱運動的影響）的規律及其對物質宏觀性質的影響，以及與物質其他各種運動形式之間的相互轉化規律。
理論基礎：
● 熱力學（宏觀理論）
基本研究方法：熱力學以基本規律（第一定律、第二定律等）為基礎，應用數學方法，通過邏輯推理和演繹，得出有關物質各種宏觀性質之間的關系，以及宏觀物理過程進行的方向和限度等方面的結論。
熱力學定律的普適性：具有高度的可靠性和普遍性。
● 統計物理學（微觀理論）
基本研究方法：認為物質的宏觀性質是大量微觀粒子運動的集體表現，而宏觀量是微觀量的統計平均值。
特點： 闡明了熱力學定律的統計意義
理論結果也往往是近似的。
● 熱力學方法與統計物理學方法的相互結合和滲透
二 熱力學系統的平衡態
● 熱力學系統：在給定范圍內，由大量的微觀粒子所組成的宏觀物體。
● 外界或環境： 對所研究的熱力學系統能夠發生相互作用的其他物體。
● 孤立系：與外界沒有任何相互作用的熱力學系統。
● 封閉系：與外界有能量交換，但沒有物質交換的熱力學系統。
● 開放系：與外界既有能量交換，又有物質交換的熱力學系統。
● 平衡態：熱力學系統內部沒有宏觀的粒子流動和能量流動的狀態，這時系統的各種宏觀性質不隨時間變化。
三 態參量和態函數
● 微觀量：描述組成該系統的微觀粒子的運動及其固有性質的量，如粒子的動量、能量和固有磁矩等。
● 宏觀量：描述組成該系統的大量微觀粒子集體表現出來的宏觀性質的量，如氣體的容積、壓強和總能量等。
● 態參量：可以獨立改變的，並足以確定熱力學系統平衡態的一組宏觀量。
幾何參量：如氣體的體積、固體的應變
力學參量：如氣體的壓強、固體的應力
化學參量：如各化學組分的質量和摩爾數
電磁參量：如電場和磁場強度、電極化和磁化強度
●態函數：平衡態確定的其他宏觀量，可以表達為以態參量為自變數的函數。
●單相系（均勻系）：各部分的性質完全一樣的熱力學系統。
●復相系：如果整個系統不是均勻的，但可以分為若干個均勻的部分，即可以分為若干個相。
四 熱力學第零定律 溫度
●熱力學第零定律(熱平衡定律)：如果兩個熱力學系統中的每一個都與第三個熱力學系統處於熱平衡，則它們彼此也必定處於熱平衡。
●熱力學第零定律表明，處在同一平衡態的所有系統都具有一個共同的、決定系統熱平衡的宏觀性質 溫度。
溫度的特徵：一切互為熱平衡的系統都具有相同的溫度
◇ 溫度計
◇ 溫標：溫度的數值表示法。
◇ 理想氣體溫標:用氣體溫度計(氣體為測溫物質)來實現。
定體氣體溫度計：
: 定體氣體溫度計與待測系統達到熱平衡時的溫度值;
p: 測得的並經過修正的氣體溫度計中的氣體壓強值;
規定 與p成正比
, (8. 1)
a ?確定
規定純水的三相點(水、冰和水蒸汽三相平衡共存的溫度)=273.16 K，
ptr =(在水的三相點時所測得的)該氣體溫度計中氣體的壓強，則
.
將該式所確定的比例系數a代入式(8. 1)，可得
.
實驗表明，用不同的氣體作為測溫物質，由上式定出的溫標基本相同，稍有差別。在溫度計內氣體密度(或壓強ptr)趨於零的極限情況下，它們都趨於一個共同的極限溫標理想氣體溫標，用它計量的溫度為
. (8. 2)
◇ 熱力學溫標（在熱力學第二定律的基礎上引入的一種不依賴於物質的具體測溫性質的溫標）
用該溫標確定的溫度，稱為熱力學溫度或絕對溫度：熱力學溫度是基本的物理量，其單位為K(kelvin，開爾文，簡稱開)。 把水三相點溫度 規定為熱力學溫標的基本固定溫度，按定義永久不變。
◇ 攝氏溫標的新定義
規定它由熱力學溫標導出，攝氏溫度t定義為
. (8. 3)
◇ 可以證明，在理想氣體溫標適用的溫度范圍內，理想氣體溫標與熱力學溫標是一致的。
五 物態方程
1、 物態方程的定義
在平衡態下，熱力學系統的溫度和態參量之間的函數關系。
2、 理想氣體的物態方程
一個重要的理論模型，它反映了各種氣體在密度趨於零時共同的極限性質。
理想氣體的物態方程是
, (8. 4)
氣體物質的量
摩爾氣體常量
3、 實際氣體的物態方程
對於實際氣體，人們導出了各種類型的物態方程：
● 范德瓦耳斯方程（是對氣體的結構作了一些簡化假設後推導出來的）
對於1 mol氣體有
, (8. 5)
其中Vm是氣體的摩爾體積，a和b是由實驗測定的常量(見表25-2)，它們分別是考慮到分子之間的吸引力和分子本身的大小而引進的修正。
● 卡末林昂內斯方程(形式上比較復雜，然而准確度較高的經驗公式)。
, (8. 6)
或 , (8. 7)
式中的 或 等系數分別稱為第一、第二、第三、第四……位力系數。它們都是與實際氣體性質有關的溫度的函數，可用實驗來測定。
答疑：What is a triple point（純水、純冰和水蒸汽三相平衡共存的溫度）?
物質的氣、液、固三態，在一定情況可以共存：
冬天的火鍋：水、汽態共存。
夏天冷飲內置冰塊：水、汽、固態共存。
但要得到確定的實驗規律，需把單一的純物質（如純水）密封在封閉的容器中，研究它處在熱平衡態下的性質。
水的三相點設備
三相點管置於存有冰水混合物的保溫瓶中。三相點管內存有純冰、純水和水蒸氣，三者平衡共存。三相點管中央置溫度計管。
關鍵是獲得真正純的不含雜質的三相共存，是獲得三相點的關鍵。據溶液結冰時先結出的是純溶劑的原理可解決此問題。實驗步驟：
1） 將三相點管浸入冰水混合物中半小時，使其溫度降至0度左右。
2） 將壓碎的乾冰裝入溫度計管，使三相點管內的水圍繞溫度計管的外壁形成一層冰衣。
3） 當冰衣厚度達5～10mm時，將溫度計管內的乾冰換成溫水，使冰衣沿溫度計管外壁薄薄地融化一層。由於雜質都留所融化的水裡，所以在溫度計管外壁周圍就實現了純水、純冰和水蒸氣的三相共存狀態。
§8 - 2 熱力學第一定律
一 熱力學過程與功
●熱力學過程：當熱力學系統的狀態隨時間變化時，叫經歷了一個熱力學過程（簡稱過程）。
●非靜態過程：在熱力學過程中，系統往往經歷了一系列的、不能簡單地用態參量和態函數來描述的非平衡態，這種過程稱為非靜態過程。
●准靜態過程：在准靜態過程進行中的每一時刻，系統都處於平衡態，這只有在過程進行得「無限緩慢」的條件下才可能實現。
一個系統的熱平衡態可用少數宏觀參量（p ，T，V）來描述，它在參量空間（p – V相圖）上用一個點來表示，因此准靜態過程可用p - V圖上的一條曲線來表示。
圖25 - 2 帶有活塞的容器 圖25 - 3 准靜態過程的功
● 元功
若流體體積的變化為 ，外界對流體所作的元功為
. (8. 8)
① 當系統被壓縮時，dV < 0，A > 0，外界對系統作正功；
② 當系統膨脹時，dV > 0，A < 0，外界對系統作負功。
●在一個有限的准靜態過程中，系統的體積由V1變為V2，外界對系統所作的總功為
. (8. 9)
● 功不是由系統的狀態唯一地確定的，功不是態函數。在無限小過程中所作的元功不是態函數的全微分，記為 而不是dA.
在一般情況下，准靜態過程中的元功可寫為
,
: 廣義坐標或外參量; : 廣義位移，
: 廣義力。
廣義位移 廣義力 元功
△S（液膜面積改變） γ（ 單位長度的表面張力） △S.γ（外界做功）
(體積) (壓強) .
(角位移) M（力矩） M .
(電荷) (電動勢) .
二 熱力學第一定律
在系統經歷的一個熱力學過程中,外界對系統所作的功A與系統從外界吸收的熱量Q之和，等於熱力學系統終態2和初態1的內能之差
, (8. 10)
熱力學第一定律是包含熱量交換在內的能量守恆定律。
若熱力學系統經歷一個無窮小的過程，
. (8. 11)
對於簡單系統， ，有
. (8. 12)
● 內能U是（熱平衡）態函數（是物質中分子運動的動能和勢能之和），dU是態函數U的全微分，它與達到這個狀態所經歷的具體過程沒有關系。
● 功和熱量則都與具體的過程有關，Q和A僅用來表示無限小過程中的無限小量，它們都不是態函數的微量差，即它們都不是全微分，盡管Q和A都不是全微分，但它們之和dU卻是全微分，是與過程無關的。
三 焓
當用熱力學第一定律來討論等壓過程時，引進態函數焓H.
在有限的等壓過程中系統從外界吸收的熱量為
.
定義焓為
, (8. 13)
●焓的重要特性：
在等壓過程中，系統從外界吸收的熱量等於系統的焓的增量
, (8. 14)
● 焓是一個態函數，
它由熱力學系統的狀態確定，對於既不等壓也不等體的過程同樣可用。例如，體系在壓強和體積兩者都不同的狀態之間變化，對終態和初態各有 , .
兩式相減，可以得到一個普遍的公式，即
. (8. 15)
對於等壓過程，有
. (8. 16)
在過程中系統從外界吸收的熱量
，對於等體過程 ，
，對於等壓過程.
在熱力學中，我們感興趣的是態函數U和H的改變數。
四 熱容
一個系統在某一過程中溫度升高1K所吸收的熱量。
定體熱容 , (8. 17)
定壓熱容 . (8. 18)
摩爾熱容 ：1mol物質的熱容；
比熱容或比熱c：單位質量物質的熱容.
● 定體熱容＝？
在等體過程中，由
. (8. 19)
● 定壓熱容 與定體熱容 之間的關系
(8. 20)
證明思路：
1）求內能U(V,T)的全微分
(8. 21)
2) 用熱力學第一定律導出系統所吸收的熱量Q的表達式
. (8. 22)
3) 由定壓熱容的定義
,
4）由 和上式可得
.
證畢。
③ 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。
④ 熱物理性質中參數a代表什麼東西
在熱物理性質表中，你說的這個a應該是希臘字母α（國內有些教材中寫成了英文字母a，是寫錯了）。α代表的是熱擴散系數，單位是(m^2)/s，定義為α=k/(ρ·c_p)
其中，k為熱導率，W/(m·K）; ρ為密度，kg/m^3 ; c_p為比定壓熱容，J/(kg·K）。
⑤ 物理性質和化學性質包括哪些
物理性質是能被人感知到的或者能被儀器測量到的性質，比如顏色、氣味、形態、熔點、沸點、硬度、導電性、導熱性等
化學性質是物質在化學變化中表現出來的性質。比如酸性、鹼性、氧化性、還原性、熱穩定等
⑥ 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）。
北京淺層地溫能資源
式中：W——絕對乾燥時岩石的重量；
Vs——岩石乾燥重為W時其中固體顆粒的體積；
rω——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（rd）作為容重的評價指標（單位：kg/m3）：
北京淺層地溫能資源
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）：
北京淺層地溫能資源
式中：Vδ——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：
北京淺層地溫能資源
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rd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（Cp）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：
北京淺層地溫能資源
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：
北京淺層地溫能資源
式中：λ——t℃值；
αt——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
北京淺層地溫能資源
由傅里葉熱傳導方程可推出以下關系式：
北京淺層地溫能資源
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
北京淺層地溫能資源
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
Cp=C·ρ
Cp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（Cv）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：
北京淺層地溫能資源
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;
Cp——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。