① 太空材料的热物理和光学特性分别是什么
1.材料的热物理性能
要想评价衣料的热物理性能就要知道它的导热系数和热阻。
导热系数久〔瓦／(米·开)〕：表示温差1度情况下，单位时间内有多少热量通过厚1米、面积1平方米的材料。
导热系数与材料结构、湿度、温度有关，通过试验测定之。纺织材料的导热系数为0.03～0.05瓦／(米·开)。
热阻：表明材料厚度不变情况下的热流量：
R＝δ/λ
其中：R为热阻，以(米2·开)／瓦计；
δ为材料厚度，以米计；
λ为导热系数，单位是瓦／(米·开)。
隔热单位克裸，在文献中已广泛采用。隔热单位为1克裸的服装在产热量约为60瓦／米2时，保证室温条件下穿西装和衬衣的人感到舒适。1克裸；0.155米2·开/瓦。
为了便于将λ、R和克裸换算成米-千克-秒制单位，下面列出几个关系式：
1瓦／(米·开)=0.86千卡／(米2时·摄氏度)；
1米2开／瓦=1.16摄氏度·米2小时／千卡；
1克裸=0.18摄氏度·米2/小时／千卡。
2.物体的光学特性
物体中能吸收掉照射于其上之电磁波的全部辐射能量眷称为绝对黑体；反之，将之全部反射掉者则为绝对白体。允许全部辐射能量通过的物体称为透(镜)体。自然界并不存在绝对的“体”，一切物体均程度不同地吸收和反射一部分辐射能量，因而得名为“灰体”。
物体的辐射能力：乃单位面积上在单位时间内之辐射能量的总和E0，可示如下式：
E＝εC0(T100)4
其中：ε为物体黑度，在绝对白体的0和绝对黑体的1之间变化；
C0＝5.67瓦/(米2·开4)＝4.88千卡/(米2·小时·开4)，即绝对黑体的辐射系数；
T为表面绝对温度(T＝θ+273开)。
物体的“吸收能力”：取决于表面状态，其次也与材料本身的特性有关，射线波长的作用也不小。例如，白色吸收热辐射的性能很好；但吸收可见光的能力则不佳。
日常生活中常常利用这种状况，白色的衣服在阳光明媚的天气对预防过热有很大帮助。
② 什么是热物理
第八章 热物理学简介
§8 - 1 热力学平衡的基本概念
一 热物理学概述
研究的是热运动（宏观物体中大量微观粒子的无规运动。物体的各种宏观性质，例如物体的力学性质、电磁性质和化学性质等均受热运动的影响）的规律及其对物质宏观性质的影响，以及与物质其他各种运动形式之间的相互转化规律。
理论基础：
● 热力学（宏观理论）
基本研究方法：热力学以基本规律（第一定律、第二定律等）为基础，应用数学方法，通过逻辑推理和演绎，得出有关物质各种宏观性质之间的关系，以及宏观物理过程进行的方向和限度等方面的结论。
热力学定律的普适性：具有高度的可靠性和普遍性。
● 统计物理学（微观理论）
基本研究方法：认为物质的宏观性质是大量微观粒子运动的集体表现，而宏观量是微观量的统计平均值。
特点： 阐明了热力学定律的统计意义
理论结果也往往是近似的。
● 热力学方法与统计物理学方法的相互结合和渗透
二 热力学系统的平衡态
● 热力学系统：在给定范围内，由大量的微观粒子所组成的宏观物体。
● 外界或环境： 对所研究的热力学系统能够发生相互作用的其他物体。
● 孤立系：与外界没有任何相互作用的热力学系统。
● 封闭系：与外界有能量交换，但没有物质交换的热力学系统。
● 开放系：与外界既有能量交换，又有物质交换的热力学系统。
● 平衡态：热力学系统内部没有宏观的粒子流动和能量流动的状态，这时系统的各种宏观性质不随时间变化。
三 态参量和态函数
● 微观量：描述组成该系统的微观粒子的运动及其固有性质的量，如粒子的动量、能量和固有磁矩等。
● 宏观量：描述组成该系统的大量微观粒子集体表现出来的宏观性质的量，如气体的容积、压强和总能量等。
● 态参量：可以独立改变的，并足以确定热力学系统平衡态的一组宏观量。
几何参量：如气体的体积、固体的应变
力学参量：如气体的压强、固体的应力
化学参量：如各化学组分的质量和摩尔数
电磁参量：如电场和磁场强度、电极化和磁化强度
●态函数：平衡态确定的其他宏观量，可以表达为以态参量为自变量的函数。
●单相系（均匀系）：各部分的性质完全一样的热力学系统。
●复相系：如果整个系统不是均匀的，但可以分为若干个均匀的部分，即可以分为若干个相。
四 热力学第零定律 温度
●热力学第零定律(热平衡定律)：如果两个热力学系统中的每一个都与第三个热力学系统处于热平衡，则它们彼此也必定处于热平衡。
●热力学第零定律表明，处在同一平衡态的所有系统都具有一个共同的、决定系统热平衡的宏观性质 温度。
温度的特征：一切互为热平衡的系统都具有相同的温度
◇ 温度计
◇ 温标：温度的数值表示法。
◇ 理想气体温标:用气体温度计(气体为测温物质)来实现。
定体气体温度计：
: 定体气体温度计与待测系统达到热平衡时的温度值;
p: 测得的并经过修正的气体温度计中的气体压强值;
规定 与p成正比
, (8. 1)
a ?确定
规定纯水的三相点(水、冰和水蒸汽三相平衡共存的温度)=273.16 K，
ptr =(在水的三相点时所测得的)该气体温度计中气体的压强，则
.
将该式所确定的比例系数a代入式(8. 1)，可得
.
实验表明，用不同的气体作为测温物质，由上式定出的温标基本相同，稍有差别。在温度计内气体密度(或压强ptr)趋于零的极限情况下，它们都趋于一个共同的极限温标理想气体温标，用它计量的温度为
. (8. 2)
◇ 热力学温标（在热力学第二定律的基础上引入的一种不依赖于物质的具体测温性质的温标）
用该温标确定的温度，称为热力学温度或绝对温度：热力学温度是基本的物理量，其单位为K(kelvin，开尔文，简称开)。 把水三相点温度 规定为热力学温标的基本固定温度，按定义永久不变。
◇ 摄氏温标的新定义
规定它由热力学温标导出，摄氏温度t定义为
. (8. 3)
◇ 可以证明，在理想气体温标适用的温度范围内，理想气体温标与热力学温标是一致的。
五 物态方程
1、 物态方程的定义
在平衡态下，热力学系统的温度和态参量之间的函数关系。
2、 理想气体的物态方程
一个重要的理论模型，它反映了各种气体在密度趋于零时共同的极限性质。
理想气体的物态方程是
, (8. 4)
气体物质的量
摩尔气体常量
3、 实际气体的物态方程
对于实际气体，人们导出了各种类型的物态方程：
● 范德瓦耳斯方程（是对气体的结构作了一些简化假设后推导出来的）
对于1 mol气体有
, (8. 5)
其中Vm是气体的摩尔体积，a和b是由实验测定的常量(见表25-2)，它们分别是考虑到分子之间的吸引力和分子本身的大小而引进的修正。
● 卡末林昂内斯方程(形式上比较复杂，然而准确度较高的经验公式)。
, (8. 6)
或 , (8. 7)
式中的 或 等系数分别称为第一、第二、第三、第四……位力系数。它们都是与实际气体性质有关的温度的函数，可用实验来测定。
答疑：What is a triple point（纯水、纯冰和水蒸汽三相平衡共存的温度）?
物质的气、液、固三态，在一定情况可以共存：
冬天的火锅：水、汽态共存。
夏天冷饮内置冰块：水、汽、固态共存。
但要得到确定的实验规律，需把单一的纯物质（如纯水）密封在封闭的容器中，研究它处在热平衡态下的性质。
水的三相点设备
三相点管置于存有冰水混合物的保温瓶中。三相点管内存有纯冰、纯水和水蒸气，三者平衡共存。三相点管中央置温度计管。
关键是获得真正纯的不含杂质的三相共存，是获得三相点的关键。据溶液结冰时先结出的是纯溶剂的原理可解决此问题。实验步骤：
1） 将三相点管浸入冰水混合物中半小时，使其温度降至0度左右。
2） 将压碎的干冰装入温度计管，使三相点管内的水围绕温度计管的外壁形成一层冰衣。
3） 当冰衣厚度达5～10mm时，将温度计管内的干冰换成温水，使冰衣沿温度计管外壁薄薄地融化一层。由于杂质都留所融化的水里，所以在温度计管外壁周围就实现了纯水、纯冰和水蒸气的三相共存状态。
§8 - 2 热力学第一定律
一 热力学过程与功
●热力学过程：当热力学系统的状态随时间变化时，叫经历了一个热力学过程（简称过程）。
●非静态过程：在热力学过程中，系统往往经历了一系列的、不能简单地用态参量和态函数来描述的非平衡态，这种过程称为非静态过程。
●准静态过程：在准静态过程进行中的每一时刻，系统都处于平衡态，这只有在过程进行得“无限缓慢”的条件下才可能实现。
一个系统的热平衡态可用少数宏观参量（p ，T，V）来描述，它在参量空间（p – V相图）上用一个点来表示，因此准静态过程可用p - V图上的一条曲线来表示。
图25 - 2 带有活塞的容器 图25 - 3 准静态过程的功
● 元功
若流体体积的变化为 ，外界对流体所作的元功为
. (8. 8)
① 当系统被压缩时，dV < 0，A > 0，外界对系统作正功；
② 当系统膨胀时，dV > 0，A < 0，外界对系统作负功。
●在一个有限的准静态过程中，系统的体积由V1变为V2，外界对系统所作的总功为
. (8. 9)
● 功不是由系统的状态唯一地确定的，功不是态函数。在无限小过程中所作的元功不是态函数的全微分，记为 而不是dA.
在一般情况下，准静态过程中的元功可写为
,
: 广义坐标或外参量; : 广义位移，
: 广义力。
广义位移 广义力 元功
△S（液膜面积改变） γ（ 单位长度的表面张力） △S.γ（外界做功）
(体积) (压强) .
(角位移) M（力矩） M .
(电荷) (电动势) .
二 热力学第一定律
在系统经历的一个热力学过程中,外界对系统所作的功A与系统从外界吸收的热量Q之和，等于热力学系统终态2和初态1的内能之差
, (8. 10)
热力学第一定律是包含热量交换在内的能量守恒定律。
若热力学系统经历一个无穷小的过程，
. (8. 11)
对于简单系统， ，有
. (8. 12)
● 内能U是（热平衡）态函数（是物质中分子运动的动能和势能之和），dU是态函数U的全微分，它与达到这个状态所经历的具体过程没有关系。
● 功和热量则都与具体的过程有关，Q和A仅用来表示无限小过程中的无限小量，它们都不是态函数的微量差，即它们都不是全微分，尽管Q和A都不是全微分，但它们之和dU却是全微分，是与过程无关的。
三 焓
当用热力学第一定律来讨论等压过程时，引进态函数焓H.
在有限的等压过程中系统从外界吸收的热量为
.
定义焓为
, (8. 13)
●焓的重要特性：
在等压过程中，系统从外界吸收的热量等于系统的焓的增量
, (8. 14)
● 焓是一个态函数，
它由热力学系统的状态确定，对于既不等压也不等体的过程同样可用。例如，体系在压强和体积两者都不同的状态之间变化，对终态和初态各有 , .
两式相减，可以得到一个普遍的公式，即
. (8. 15)
对于等压过程，有
. (8. 16)
在过程中系统从外界吸收的热量
，对于等体过程 ，
，对于等压过程.
在热力学中，我们感兴趣的是态函数U和H的改变量。
四 热容
一个系统在某一过程中温度升高1K所吸收的热量。
定体热容 , (8. 17)
定压热容 . (8. 18)
摩尔热容 ：1mol物质的热容；
比热容或比热c：单位质量物质的热容.
● 定体热容＝？
在等体过程中，由
. (8. 19)
● 定压热容 与定体热容 之间的关系
(8. 20)
证明思路：
1）求内能U(V,T)的全微分
(8. 21)
2) 用热力学第一定律导出系统所吸收的热量Q的表达式
. (8. 22)
3) 由定压热容的定义
,
4）由 和上式可得
.
证毕。
③ 岩石物理性质和热物理性质评价
岩石物理性质包括岩石的结构、构造、矿物成分、密度、孔隙率、弹性波速、磁化率、电阻率、放射性等，岩石热物理性质包括岩石热导率、热容量、生热率。在浅层地温研究中关注更多的是密度、孔隙率和热物理性质。
(一)岩石密度、孔隙度、含水率
1.岩石密度
岩石密度是指单位体积岩石的质量，用ρ表示:
浅层地温能资源评价
式中:ρ———密度(g/cm3);
m———质量(g);
V———体积(cm3)。
岩石的密度与化学成分、矿物组成、结构构造、孔隙度以及它所处外部条件有关。
岩浆岩的密度与化学成分有直接关系，总体讲由基性岩到酸性岩密度减小。化学成分相同时，侵入岩密度大于喷出岩，这是由喷出岩中孔隙度比侵入岩大所致。
沉积岩的密度取决于沉积物矿物组成、孔隙度和孔隙内充填物的密度。沉积岩孔隙度变化范围较大，一般为2%～2.5%，高者达50%，松散沉积物孔隙度更大。因此，沉积岩密度变化大。随埋藏深度增加和成岩作用的加深，密度增大，形成了同种岩性埋藏深度越大则密度越大、地层成岩时代越老则岩石密度越大的规律。
变质岩的密度取决于矿物组成。变质岩中孔隙度很小，一般为0.1%～3%，极少达到5%，岩石密度受孔隙影响很小，而受变质作用性质影响较大。在区域变质岩中绿片岩相岩石密度小于原岩，角闪岩、麻粒岩、榴辉岩等中深度变质岩密度大于原岩，这是由于化学成分中镁铁元素集中的结果。在动力变质过程中有矿物重结晶者密度大于原岩，无重结晶者密度小于原岩，原因在于无重结晶者使岩石产生了裂隙。
2.岩石孔隙度
岩石孔隙度又称孔隙率，是岩石的孔隙体积与包括空隙体积在内的岩石总体积之比。孔隙度是表示岩石孔隙性的数量指标，反映岩石颗粒接触关系和成岩及后期淋滤作用的综合结果。
岩石的孔隙度取决于岩石的结构和形成条件。岩浆岩的孔隙度与形成环境相关，喷出岩孔隙度大于侵入岩。变质岩由于在变形条件下伴有组分变化，且在一定压力下孔隙度变小。沉积岩在不同的成岩阶段孔隙度变化很大，沉积物组成、结构中的支撑关系、成岩作用和成岩后淋滤作用都对孔隙度产生影响;沉积岩孔隙度不但影响油气迁移富集，而且对岩石热导率和热容量也有重要影响。
3.岩石含水率
岩石含水率是岩石中水的质量与岩石矿物或颗粒质量之比。含水率与孔隙度直接相关。孔隙是岩石充水的前提条件，岩石中孔隙都被水充填时岩石达到水饱和状态。
(二)岩石热导率、比热容、生热率
物质热传导都是物质内部微观粒子相互碰撞和传递的结果。不同物质处于不同状态时，结构不同，导热机理不尽相同。固体中的热传导机制主要由两部分组成:①电子传导(依靠电子相互作用和碰撞传递热量);②晶格原子传导(依靠晶体点阵和晶格振动传递热量)。一般金属中热量主要由电子传导，硅质物质中的传热主要由晶格原子完成。
岩石热导率(K)、热容(C)和生热率(A)是基本热物理参数，分别反映了岩石对热能量传输、储存和生热的能力。浅层岩石土壤热导率(K)、热容(C)、生热率(A)是影响浅层地温能资源质量的主要因素。
1.岩石热导率(K)
热导率是反映物质导热能力的性质参数，一般通过理论计算和实验测试来确定热导率，后者是获得物质热导率的主要途径。
岩石传热机理是通过造岩矿物晶格振动和矿物晶体点阵振动进行的，主要是传导方式。岩石热导率指沿热流传递方向单位长度(l)上温度(T)降低1℃时单位时间(t)内通过单位面积(S)的热量(Q)。根据傅里叶定律，物质热导率与热流密度成正比，与温度梯度成反比，用如下关系式表达:
浅层地温能资源评价
热导率受矿物成分(岩性)和矿物间接触关系即岩石结构影响，同时受外部环境影响，如岩石裂隙、孔隙及含水率、压力条件等(对于松散堆积物的热导率影响的因素更为复杂)，一般情况下岩石热导率随压力、密度、湿度增大而增大。均质物质热导率可用一个数值表征，非均质材料热导率不能用一个数值来表征，岩石属非均质体，特别是具有层理、片理、叶理以断层等外部条件约束时，热导率就不可用简单关系描述。
总体上，结晶岩热导率数值高于沉积岩，且随岩石中镁铁组分增高而增大，表2－9是根据杨淑贞对华北地壳上部岩石热传导结构探讨，熊亮萍等对中国东南地区岩石热导率值分析，邱楠生对西北塔里木、准噶尔、柴达木三盆地岩石热导率研究和吴乾蕃对松辽盆地地热场研究资料汇总简化而成。由表2－9可见，岩浆岩、变质岩热导率普遍高于沉积岩，沉积岩热导率随颗粒粒径增大而增大，化学沉积岩热导率随成分而异并随结晶程度增高而增大。
表2－9 中国各地岩石热导率表
沉积岩热导率变化较大，沉积物颗粒成分、形状、接触关系、孔隙度、含水率等对热导率有直接影响。此外，热导率还受岩石所处构造环境影响。同一种岩性固态颗粒，由细到粗热导率增大，压力增大热导率升高，孔隙含水率增大热导率增大，温度升高热导率减小。对于松散沉积物来讲，其孔隙度大、含水率不同，热传输的影响因素不仅有传导形式，还有水参与下的对流和无水孔隙中的辐射，其热传输机理较复杂。
孔隙中含水程度不同，热导率不同，在成岩岩石中热导率与孔隙度呈指数关系，表2－10是杨淑贞等于1986年对砂岩与泥岩的研究成果，以图2－19表示;表2－11是对岩石不同含水率下的热导率的测试结果，显示当孔隙一定时，热导率随含水率增大而增大，呈线性关系。图2－20这种线性形式可用K=A+B·W表示，式中，K为热导率，A为初始热导率，B为变化系数，W为含水量。
表2－10 饱和水和风干状态孔隙岩石热导率表
注:K=A+Blogφ，回归系数r为0.9748或0.9660。(据杨淑贞，1986，略修改)
图2－19 砂岩(砂质泥岩)热导率与孔隙度关系图(据杨淑贞，1986)
南京大学肖琳对不同孔隙度与含水量的土体热导率进行了实验室热线法研究，得出不同土体热导率随含水量及孔隙度的变化规律是:孔隙度一定时，土体热导率随含水量增大而增大;含水量一定时土体热导率随孔隙度增大而减小。由图2－21可见，土体热导率随孔隙度、含水量变化规律在不同土体中表现形式不同。对于粉砂和粉土热导率与含水量呈对数关系，含水量增大至一定量时，热导率趋于稳定;粉质粘土热导率与含水量呈指数关系，热导率在较大含水量范围内增加急剧，达一定量时趋于稳定。土体热导率随孔隙度增大而减小，粉砂和粉土热导率与孔隙度呈指数函数，先急剧增大后趋稳定;粉质粘土热导率与孔隙率呈对数函数，随孔隙度增长先平缓减小后急剧增加。
表2－11 不同含水率时孔隙岩石热导率表
(据杨淑贞等，1985)
图2－20 孔隙岩石热导率与含水率的关系图(据杨淑贞，1986)
这项研究还表明，孔隙岩石中热导率随含水率变化是有临界值的，含水率增加到临界值时，热导率不再增加。究其原因是因为粘土颗粒的热传递依靠颗粒接触进行，水的加入使颗粒接触面积增大，热导率升高，当水量达到使颗粒充分接触时，水量再继续增加，颗粒有效接触面积不会增加。所以，热导率趋于稳定。北京地区实际测试岩土体热导率结果也支持这一结论。
图2－21 含水量对土样(不同孔隙率)热导率的影响图(据肖玉林等，2008)
沉积岩(物)热导率随压力增大、埋藏深度增大、岩石地层形成年龄增长而增大的根本原因在于岩石中孔隙度随上述因素增加而减小、颗粒质点接触面积加大。
沉积岩(物)热导率随温度升高而降低，但降低数量级在10－3上，影响很小。虽然这一数量级对热导率影响较小，但这一变化规律在地温场研究中非常重要。据张延军研究，在0℃以上，粘土和中细砂热导率与温度有以下线性关系:
粘土:k=－0.0016T+1.2269，β=1.30×10－3
中砂:k=－0.0057T+1.8819，β=3.03×10－3
细砂:k=－0.0099T+1.8957，β=5.22×10－3
式中:k———热导率(W/(m·K));
T———温度;
β———温度影响系数。
2.岩石比热容(C)
岩石比热容指使单位质量物质温度变化1K所必需的热量，单位为J/(kg·K)。
C=Q/(m·ΔT)
式中:C———比热容;
m———质量(kg);
ΔT———温度变化。
比热容是反映物质吸热或放热能力的物理量。任何物质都有自己的比热容，同种物质在不同状态下，比热容也不同。比热容与过程有关，可分为定压比热容和定容比热容。从工程手册上可以查阅的比热容为物质的平均比热容(表2－12)。
松散沉积物比热容是(颗粒)固态物质与孔隙及填充物比热容之和。不同物质成分、结构岩性层构成的堆积体比热容采用加权平均法计算;对同一岩性，饱和水状态与非饱和水状态、均质状态和非均质状态下，比热容有显着差别。
比热容是计算热量的主要参数之一，岩土体的比热容可以通过多种测试方法获得，也可查阅各种工程手册获得。
表2－12 几种岩石土壤比热容表
(据胡芃等，2009)
3.岩石生热率(A)
岩石生热率是指单位体积岩石在单位时间内生成热量的总和，是表征岩石自身生热能力高低的性质参数。一般认为，地壳浅部热源是由岩石中U，Th，K三种放射性元素衰变产生的，可以用下式来求取岩石热量:
浅层地温能资源评价
式中:A———岩石生热率(μW/m3);
w(U)，w(Th)，w(K)———U，Th，K在岩石中的质量分数(10－6)。
岩石生热率与岩性密切相关，岩浆岩由基性到酸性生热率增高;沉积岩随颗粒减小生热率增高;变质岩生热率变化较大，为0.3～10.9μW/m3，以变粒岩最大。三大岩类的生热率排列为岩浆岩>沉积岩>变质岩。
岩石生热率随深度(z)分布呈指数递减，表达式为
A(z)=A(0)·exp(－z/H)
式中:A(z)———岩石生热率随深度变化值;
A(0)———地表岩石生热率;
H———对数缩减量。
地球不同深度带生热率估计如下:0～100km大地热流为50%;100～200km为25%;200～300km为15%;300～400km为8%;>400km为2%。
岩石放射性是地壳温度场分布的主要控制因素，是地球内部驱动深部构造热过程的重要动力来源，在浅层地温场评价中应予高度重视。
表征岩石热物理性质的参数还有热阻率、热扩散率、不同传热形式的热流密度等。热导率、比热容和生热率是岩石最基本的热物理性质参数，以此为基础，利用其他物性参数和相应关系可以导出岩石的其他热物理性质参数。
④ 热物理性质中参数a代表什么东西
在热物理性质表中，你说的这个a应该是希腊字母α（国内有些教材中写成了英文字母a，是写错了）。α代表的是热扩散系数，单位是(m^2)/s，定义为α=k/(ρ·c_p)
其中，k为热导率，W/(m·K）; ρ为密度，kg/m^3 ; c_p为比定压热容，J/(kg·K）。
⑤ 物理性质和化学性质包括哪些
物理性质是能被人感知到的或者能被仪器测量到的性质，比如颜色、气味、形态、熔点、沸点、硬度、导电性、导热性等
化学性质是物质在化学变化中表现出来的性质。比如酸性、碱性、氧化性、还原性、热稳定等
⑥ 岩土体的一些基本物理、热物理性质
1.岩石的主要物理性质
天然岩石受地质环境的制约，常常表现为不均一性和各向异性的特点，在分析判别岩石的热物理性质时岩石的物理性质是基础。
（1）比重：岩石的固体颗粒重量与其同体积水在4℃时的重量之比称为岩石的比重（Δ）。
北京浅层地温能资源
式中：W——绝对干燥时岩石的重量；
Vs——岩石干燥重为W时其中固体颗粒的体积；
rω——水在4℃时的容重。
（2）容重：
岩石单位体积的重量称为容重，容重在不同的含水状态分为干容重、天然容重和饱和容重三种。
常用干容重（rd）作为容重的评价指标（单位：kg/m3）：
北京浅层地温能资源
式中：V——岩石体积；
G——岩石的重量。
（3）孔隙度：
岩石的孔隙体积与岩石的总体积的百分率（n）：
北京浅层地温能资源
式中：Vδ——岩石孔隙体积；
V——岩石总体积。
（4）孔隙比：
岩石中孔隙体积和岩石固体颗粒体积之比称孔隙比（ξ）。孔隙比ξ可由孔隙度直接计算求得：
北京浅层地温能资源
2.土的主要物理性质
（1）土的重量和含水量：常常要测试土的比重△s，天然容重γ，干容重rd和天然含水量ω。
（2）土的颗粒组分。
（3）土的水理性质：土与水相互作用显示的一系列性质，包括土的塑性、膨胀性、收缩性等。
表1-1碎石土分类
表1-2砂土与粘性土分类
注：①对砂土定名时，应根据粒径分组，从大到小由最先符合者确定；当其粒径小于0.005mm的颗粒含量超过全重的10%时，按混合土定名，如“含粘性土细砂”等。
② 砂质粉土的工程性质接近粉砂。
③ 粘质粉土的定名（或Ip＜12的低塑性土），当按Ip定名与颗分定名有矛盾时，应以颗分定名为准。
④ 塑性指数的确定，液限以76g圆锥仪入土深度10mm为准；塑限以搓条法为准。
⑤对有机质含量Q＞5%的土，可定名为：5%＜Q≤10%时，定为有机质土；10%＜Q≤60%时，定名为泥炭质土；Q＞60%时，定名为泥炭土。
一般来讲，影响岩石物理性质的因素有两大类：①内部因素；②外部因素。内部因素是指岩石的矿物成分、结构构造以及孔隙充填物的物理性质。外部因素主要是指岩石所处环境的温度、压力、埋深等。
3.岩石的主要热物理性质
目前，关于岩土体的热物理性质的研究尚缺乏系统的资料，通常由岩石的热物理性质代替，而岩土体通常比单一岩石要复杂得多。在地壳岩石的各种热物理性质中，最重要的是岩石的导热系数或热导率（λ）、岩石热阻系数或热阻率（ξ）、岩石比热（C）、岩石热容量（Cp）及岩石温度传导系数或热扩散系数（a）。
（1）岩石的导热系数或热导率（λ）。
表示岩石导热能力的大小，即沿热流传递的方向单位长度（l）上温度（e）降低一度时单位时间（T）内通过单位面积（s）的热量（Q）。按傅里叶定律，在热流量一定的条件下，通过热传导作用所流经的物质的热导率与温度梯度成反比，可用下式表示：
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岩石的热导率［λ，W/m·℃]在数值上等于单位温度梯度下，单位导热面积上的导热速率。它表征物质导热能力的大小（热阻力的倒数），通常用实验测定。
岩石的热导率取决于岩石的成分、结构、湿度、温度及压力等条件，即热导率是密度、温度、压力等的函数，其表达式为λ＝λ（ρ，t,P……）。
一般情况下，岩石的热导率随压力、密度、湿度的加大而增高，随温度的增高而减小，但地壳上部的温度和压力对岩石的热导率的影响极小。除矿物成分外，岩石的孔隙度和湿度对其热导率有较大影响，一般随孔隙度的增加而降低，随湿度的增加而增加。对于各向同性的均质材料来说，热导率可以用一个单一的数值来表征；对于各向异性的岩石而言，不同方向的热导率差别较大，在从事浅层地温能资源开发利用过程中，第四系松散沉积物各向异性的特点应引起足够重视。
在致密的岩石中，造岩矿物的性质对岩石的热导率起主要控制作用，如果岩石中具有高热导率的矿物含量越高，岩石的热导率也越高。近年来，为计算大地热流值，世界各地岩石热导率的实测数据日益增多，致密坚硬的岩石一般在实验室测量，而松散层沉积物主要是深海沉积及湖底沉积，多为就地测量。土壤热导率（λ）大小同样由土壤组成成分和比例决定。土壤水分热导率居中，土壤空气热导率最小，土壤固体导热率最大。
在所有的固体中，金属是最好的导热体。一般对纯金属热导率是温度的函数，用λ＝λ（t）表示，并且随温度的升高热导率降低。对于金属液体，热导率也是随温度的升高热导率降低。
对于非金属的热导率可以表述为是组成、结构、密度、温度、压力等的函数，表示为λ＝λ（组成，结构，密度，温度t、压强P……）。一般情况下，非金属的热导率随温度的升高和压力的提高而增大。
对大多数均质的固体，热导率与温度成线性关系：
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式中：λ——t℃值；
αt——温度系数，金属为负，非金属为正；
λ0——0℃值。
应予指出，在热传导过程中，物体内不同位置的温度各不相同，因而热导率也不同，在工程计算中，热导率可取平均温度下的数值，视作常数。
液体的导热系数一般0.1～0.7W/（m·℃），随温度升高而降低。气体的导热系数真空最小，是良好的绝热体，有利于保温，绝热，如热水瓶夹层抽真空保温。再如非金属保温材料，空气夹层的双层玻璃，弹松的棉被等具有良好的保温功能的实质是含有大量的空气。气体的导热系数随气体密度和温度的升高而增大。在相当大的压强范围内（P＞2000at或p＜20mmHg），压强对导热系数无明显影响。
综上所述，金属的热导率值最大，非金属次之，液体的较小，气体的最小，常见的岩石热导率值可从手册中查得。
（2）岩石热阻系数或热阻率（ξ）
是岩石导热系数或热导率的倒数（单位：m·℃/W），即
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由傅里叶热传导方程可推出以下关系式：
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当热流（q）不变时，地温梯度（ΔT/ΔZ）与热阻率（ξ）成正比。
岩石热阻率一般呈现如下规律：随着岩石密度的增大（随着埋深加大，同一类沉积物的密度会变大），岩石和某些矿层的热阻减小；岩石热阻随总湿度的增加而减小，其原因是水的热阻（2.00）大大小于空气的热阻（46.00），由于干岩石孔隙中充满着空气，故热阻大，对未胶结的松散岩石，当湿度增加到20%～40%时，热阻大致可降低6～7倍；岩石热阻随着岩石透水性的增强而显着减小，因含水层中热的传递方式除传导作用外，还有对流现象发生；在具有层状构造的岩石中，可以观测到各向异性现象，即沿层理方向的热阻比垂直于层理方向的热阻要低；岩石热阻随温度增高而略微增大。
（3）岩石比热（C）：加热一千克物质使其上升摄氏一度时所需的热量，即
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式中：C——岩石的比热，J/g·℃；
ΔQ——加热p克物质温度升高△t时所需要的热量（J/g·℃）与容重（kg/m3）的乘积，即
Cp=C·ρ
Cp单位为J/m3·℃。大部分岩石和有用矿物的比热，其变化范围都不大，一般介于0.59～2.1J/g·℃之间。由于水的比热较大（15℃时为4.2J/g·℃），因此，随着岩石湿度的增加，其比热也有所增加。沉积岩如粘土、页岩、砂岩、灰岩等在自然埋藏条件下，一般都具有很大的湿度，其比热稍大于结晶岩，前者为0.8～1.0J/g·℃，后者为0.63～0.84J/g·℃。
土壤的热容量（Cv）分重量热容量和容积热容量。气象常用容积热容量。1g物质温度升高（或降低）1℃所吸收（放出）的热量，称重量热容量（J/g·℃）;1cm3的物质温度升高（或降低）1℃所吸收（放出）的热量，称容积热容量（J/cm3·℃）。
土壤的热容量大小由土壤组成成分和比例决定。土壤水分热容量最大，温度不易升、降，如潮湿土壤。土壤空气热容量最小，温度易升、降，如干燥土壤。土壤固体热容量，居中。
（4）岩石温度传导系数或导温率（a）：又称热扩散系数，表示在非稳定热态下岩石单位体积在单位时间内温度的变化，即岩层中温度传播的速度，其关系式如下：
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式中：a——岩石温度传导系数，m2/h；
λ——岩石热导率，J/m·℃；
ξ——岩石热阻率，m·℃/W;
C——岩石比热，J/g·℃；
ρ——岩石的容重，g/m3;
Cp——岩石的单位热容量，J/m3·℃。
岩石温度传导系数或温度传导率是一个综合性参数，主要反映岩石的热惯性特征，在分析钻孔内温度平衡的形成条件和用人工场方法研究钻孔剖面时具有重要意义。岩石温度传导系数主要与岩石的热阻及其容重有关，并与它们成反比关系。同时，岩石温度传导系数随岩石湿度增加而增加，随温度的增高而略微减小。对层状岩石来说具有各向异性特点，岩石温度传导系数顺岩石层理方向比垂直层理方向要高。
综上所述，为了获得有关地球温度场的量的相关参数，除在野外进行地温、热传导等测量、采取原状样品外，还必须开展实验室工作，以测定岩石热导率、比热及温度传导系数等热物理性质。