Ⅰ 主要的岩土性质指标及地基承载力
一、主要的岩土性质指标
（一）土的物理力学性质指标
1）土的主要物理性质指标有天然含水量、天然重度、相对密度（比重）、孔隙比、液限、塑限、塑性指数、液性指数和渗透系数等。
2）土的力学性质指标有压缩性（压缩系数、压缩模量、变形模量）、抗剪强度（内摩擦角、黏聚力）和无侧限抗压强度等。
（二）岩石的物理力学性质指标
1）岩石的主要物理性质指标有天然密度、相对密度（比重）、孔隙率、吸水率、饱和系数和软化系数等。
2）岩石的主要力学性质指标有抗压强度、抗拉强度、抗剪强度（摩擦系数、黏聚力）及变形特性（静弹性模量、动弹性模量、泊松比）等。
二、主要的岩土性质指标经验值及地基承载力
（一）土的主要物理力学性质指标经验值及地基承载力
1996年，通过对深圳地区大量岩土试样物理力学性质试验成果的统计，并将统计结果编入深圳市标准《深圳地区地基处理技术规范》（SJG 04-96）附录A、B、C中，经多年在工程项目中应用及不断积累和补充，与《岩土工程试验监测手册》和《工程地质手册》（第四版）中的“有关土的经验数据”对比，提出“深圳地区第四系黏性土层和全、强风化岩的物理力学性质指标经验值”（表2-2-53）、“深圳地区第四系黏性土层静三轴、固结、渗透试验指标经验值”（表2-2-54）、“砂土的物理力学性质指标经验值”（表2-2-55）和“深圳地区第四系砂土及风化岩体渗透系数指标经验值”（表2-2-56）。
（二）岩石的主要物理力学性质指标经验值
根据广东省标准《建筑地基基础设计规范》（DBJ15-31-2003）条文说明中的表4.4.1一1（深圳地区各种岩石饱和单轴抗压强度新老方法统计对照表），《工程地质手册》（第四版）岩石的物理力学性指标中的表3-1-41（岩石的物理性质指标）、表3-1-42（几种岩石力学强度的经验数值）和表3-1-43（岩石力学性质指标经验数据）；《岩土工程试验监测手册》表4.8-2（混凝土与岩石现场直剪试验数据与有关资料）、表4.8-3（各类岩石现场直剪试验数据及有关说明）和表4.8-4（岩石软弱结构面、软弱岩石现场直剪试验数据及有关说明）等，综合深圳地区的经验值，编制《深圳地区岩石物理力学性质指标的经验数据》（表2-2-57）。
表2-2-53 深圳地区第四系黏性土层和全、强风化岩物理力学性质指标经验值
表2-2-54 深圳地区第四纪黏性土层静三轴、固结、渗透试验指标经验值
表2-2-55 砂层物理力学性质指标经验值
表2-2-56 深圳地区第四纪砂土及风化岩体渗透系数指标经验值
表2-2-57 深圳地区岩石物理力学性质指标的经验数据
Ⅱ 岩石的物理力学性质与可钻性
(一)岩石的物理性质
岩石的物理性质是指岩石的基本工程地质性质。主要物理性质指标包括:岩石密度、孔隙性、含水性、透水性、裂隙性、松散性、流散性和稳定性等。
1.岩石密度
岩石密度是指岩石单位体积的质量。表达式为:
岩石密度=岩石质量÷岩石体积
岩石密度通常有如下几种表示方法:
(1)岩石密度
岩石密度是指单位体积岩石固体部分的质量。它取决于组成岩石的矿物密度及其在岩石中的相对含量。
(2)岩石容重
岩石容重是单位体积岩石的重量。
按岩石的含水状况不同,容重可分为天然容重、干容重和饱和容重。天然容重决定于组成岩石的矿物成分,空隙发育程度及其含水情况。
2.岩石孔隙性
岩石孔隙性系指岩石孔隙性和裂隙性的统称,常用孔隙率表示。
3.岩石吸水性
是岩石在一定试验条件下的吸水性能。它取决于岩石空隙数量、大小、开闭程度和分布情况。表示岩石吸水性的指标有吸水率、饱水率和饱水系数。
(二)岩石的力学性质
岩石的力学性质是指岩石在各种静力、动力作用下所表现的性质。主要力学性质指标包括:岩石的硬度、强度、研磨性、可钻性等。
1.岩石硬度
岩石硬度是指岩石表面抵抗其他刚性物体压入的能力。岩石的硬度一般可分为十个等级;习惯上通常把如下岩石,即:滑(石)、石(膏)、方(解石)、萤(石)、磷(灰石)、长(正长石)、石(英)、黄(玉)、刚(玉)、金(刚石)作为这十个等级的代表性岩石。表1-5分别列出了上述十个等级代表性岩石的标准矿物的摩氏硬度及显微硬度。
表1-5 不同岩石硬度等级代表性岩石的标准矿物摩氏硬度及显微硬度
2.岩石强度
岩石强度是指岩石在各种外力(如拉、压、弯曲、剪切)作用下,岩石整体抵抗破碎的能力。
3.岩石研磨性
岩石研磨性是指岩石磨损切削工具的能力。一般可分为强、中、弱研磨性三个种类。
(三)岩石的可钻性
1.岩石可钻性的含义
岩石可钻性是指在现有技术条件下,反映钻进中岩石抵抗破碎的一种综合能力表现。
2.岩石可钻性等级划分
按压入硬度、摆球硬度、机械钻速等测定方法进行综合划分,岩石的可钻性分为12个等级,其中:Ⅰ级最低,可钻性难度最小;Ⅻ级最高,可钻性难度最大。岩石可钻性分类如表1-6所示。
Ⅲ 岩石的物理力学性质有哪些
1岩石的物理性质
容重、含水量、坚固性、弹性、塑性、韧性、碎涨性、流变性、孔隙度、密度，容重
、渗透性、声波速度（在岩石中的传播速度)等等。
2岩石力学性质
2.1非限制压缩强度
2.2点荷载强度
2.3
三轴压缩强度
2.4拉伸强度
2.5剪切强度
2.6全应力—应变曲线及破坏后强度
Ⅳ 岩石有哪些物理力学性质
岩石的物理性质
容重、含水量、坚固性、弹性、塑性、韧性、碎涨性、流变性、孔隙度、密度,容重 、渗透性、声波速度（在岩石中的传播速度)等等.
岩石力学性质：非限制压缩强度，点荷载强度 ，三轴压缩强度，拉伸强度，剪切强度，全应力—应变曲线及破坏后强度。
岩石是由一种或几种矿物和天然玻璃组成的，具有稳定外形的固态集合体。由一种矿物组成的岩石称作单矿岩，如大理岩由方解石组成，石英岩由石英组成等；由数种矿物组成的岩石称作复矿岩，如花岗岩由石英、长石和云母等矿物组成，辉长岩由基性斜长石和辉石组成等等。没有一定外形的液体如石油、气体如天然气以及松散的沙、泥等，都不是岩石。
岩石是组成地壳的物质之一，是构成地球岩石圈的主要成分。其中，长石是地壳中最重要的造岩成分，比例达到60%，石英则是数量第二多的矿石。
岩石根据其成因、构造和化学成分分类，大多数岩石含有二氧化硅（SiO2），而74.3%的地壳成分都是后者。岩石中硅的含量是决定岩石属性的重要因素之一。
岩石是人类早期工具的重要来源，在人类进化中具有重要意义。因此，人类的第一个文明时期被称为石器时代。岩石一直是人类生活和生产的重要材料和工具。
Ⅳ 岩石的物理性质有哪些
(1)密度,指岩石的颗粒质量与所占体积之比,一般常见岩石的密度为1400-3000kg/m3.(2)堆积密度.指包括空隙和水分在内岩石总质量与总体积之比,即单位体积岩石的质量.随着密度的增加,岩石的强度和抵抗爆破作用的能力增强,破碎岩石和移动岩石所耗费的能量也增加.所以,在工程实践中常用公式K=0.4+(y/2450)2(kg/m3)来估算标准抛掷爆破的单位用药量值.(3)孔隙率.指岩土中孔隙体积（气相,液相所占体积）与岩土的总体积之比,也称孔隙度.常见岩石的孔隙率一般在0.1%~30%之间.随着孔隙率的增加,岩石中冲击波和应力波的传播速度降低.(4)岩石波阻抗.指岩石中纵波波速(c)与岩石密度(p)的乘积.岩石的这一性质与炸药爆炸后传给岩石的总能量及这一能量传递给岩石的效率有着直接关系.通常认为选用的炸药波阻抗若与岩石波阻抗相匹配（接近一致）,则能取得较好的爆破效果.(5)岩石的风化程度.指岩石在地质内力和外力的作用下发生破环疏松的程度.一般来说随着风化程度的增大,岩石的孔隙率和变形性增大,其强度和弹性性能降低.所以,同一种岩石常常由于风化程度的不同,其物理力学性质差异很大.
Ⅵ 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。
Ⅶ 岩石的物理性质
岩石的物理性质主要包括密度、磁性（包括磁化率、磁化强度、剩余磁化强度以及剩余磁化强度同感应磁化强度的比值等）、电性（包括电导率、电容率、极化率等）、孔隙度、渗透率、弹性波速度、导热性、放射性、热学性质（热导率、热容）、硬度等。这里仅介绍几种对理解岩石过程和深部地质最重要的物理性质。
（一）密度
岩石的密度是岩石基本集合相（固相、液相和气相）的单位体积质量。岩石的密度取决于它的矿物组成、结构构造、孔隙度和它所处的外部条件。大多数造岩矿物如长石、石英、辉石等具有离子型或共价型结晶键，密度为2.2～3.5g/cm3（极少数达4.5g/cm3）。结晶键为离子－金属型或共价－金属型的矿物，如铬铁矿、黄铁矿、磁铁矿等密度较大，为3.5～7.5g/cm3。
侵入岩从长英质到超镁铁质，随着SiO2含量的减少和铁镁氧化物含量的增加，岩石的密度逐渐增大。岩石中金属矿物的含量增高，岩石的密度就增大。矿区花岗岩的密度有的高达2.7g/cm3以上。喷出岩的孔隙度比侵入岩大因而与相应的侵入岩相比密度要小。另外，沉积岩的密度是由组成沉积岩的矿物密度、孔隙度和填充孔隙气体和液体的密度决定的。变质岩的密度主要决定于其矿物组成。密度在重力勘探、油气储层中岩性识别、测井解释等方面应用广泛，此外对理论研究也很重要。
（二）磁性
岩石磁性是由岩石所含铁磁性矿物产生的磁性。常用的岩石磁性参数是磁化率、磁化强度、剩余磁化强度矢量，以及剩余磁化强度同感应磁化强度的比值。岩石的磁性主要决定于组成岩石的矿物的磁性，并受成岩后地质作用过程的影响。一般说，橄榄岩、辉长岩、玄武岩等超基性、基性岩浆岩的磁性最强；变质岩次之；沉积岩最弱。火成岩的磁性取决于岩石中铁磁性矿物的含量。结构构造相同的岩石，铁磁性矿物含量愈高，磁化率值愈大。铁磁性侵入岩的天然剩余磁化强度，按酸性、中性、基性、超基性的顺序逐渐变大；沉积岩的磁性主要也是由铁磁性矿物的含量决定的；变质岩的磁性是由其原始成分和变质过程决定的。
图4－15 火成岩的热导率与温度的关系（转引自Williams et al.，1979）
（三）热导率
热导率是物质导热能力的量度，是一个重要的物理量。符号为λ或k。其定义为：在物体内部垂直于导热方向取两个相距1m，面积为1m2的平行平面，若两个平面的温度相差1K，则在1s内从一个平面传导至另一个平面的热量就规定为该物质的热导率，它既控制着稳态条件下地壳各层的地温梯度，又决定着诸如侵入体的冷却等非稳态的时间尺度。热导率定义为在稳态热传导条件下，热流密度（即通过单位面积的热流量）除以一维导热体中的温度梯度所得的商。硅酸盐熔体是热的不良导体，它们的热导率（图15）与两种传热体制有关，即正常晶格热传导和辐射热传递。随温度升高和晶格结构膨胀，前一种机制的作用降低，而后一种的增大。到达熔融范围内，两种效应趋于平衡，但在高温下基性岩浆的热导率通常以一个不断增大的速率降低，这种情况待续到1200℃。温度更高时，晶体或流体的暗度快速降低，辐射热传递增强，总的热导率就要高得多。更酸性的岩石，如安山岩和流纹岩，暗度较低，因而在低得多的温度范围内就显示了热导率的增大。
岩石的热导率取决于组成岩石的矿物和固体颗粒间的介质如空气、水、石油等的绝热性质。火成岩和变质岩的热导率相对于沉积岩来说变化范围不大，数值较高。侵入岩中，超基性岩的热导率较高，花岗岩次之，中间成分的侵入岩又次之。喷出岩的热导率比相应的侵入岩小。沉积岩的热导率变化范围大是热导率较低的孔隙充填物造成的。岩石和矿物的热导率与温度、压力有关系。一般说来，温度升高，热导率降低。
（四）热容
岩浆和火成岩的最具特色的热学性质之一是，它们比热容小，而熔融热或结晶热很大。热容（heat capacity）C的定义为C＝△Q/△T（δ－17）。即当一系统接受一微小热量△Q而温度升高△T时，比值△Q/△T即为该系统的热容C。比热容（specific heat capacity）c，则是单位质量的热容，亦即单位质量物质升高一度所需的热量，c＝C/m＝△Q/（m·△T）。熔融热或结晶热△HF是在液相、固相共存的温度下，使单位质量物质熔融或结晶所需增加或移出的热量。对大多数火成岩，常压下的比热容cp约为1255J/（kg·K）（Mcbirney，1984）。例如，玄武岩浆cp可取1214J/（kg·K），而酸性岩浆的cp可取1340J/（kg·K）（马昌前等，1994）。而熔融热或结晶热△HF的典型值约介于（2.5×105～4.2×105）J/kg之间。可见在相变温度下，使岩石熔融所需吸收（或放出）的热量，在其他温度时则能使这些岩石（或岩浆）温度改变200～300℃。
（五）弹性波速
横波（S）是指振动方向与传播方向相垂直的波，纵波（P）是指振动方向与传播方向相同的波。在岩石和矿物中传播的速度vP和vS是地球物理勘探中常用的两个参数。岩石中的波速取决于其矿物成分和孔隙充填物的弹性。对固体矿产、油气、工程中的地震勘探、垂直地震剖面（Vertical Seismic Profiling，VSP）等非常重要。
火成岩和变质岩的弹性波速度与岩石密度的关系接近于线性关系，密度越大，速度越高。火成岩和变质岩的含水饱和度增大时，vP变大，vS也变大，但不如vP的变化那样显着。气饱和岩石的vP比相应的水饱和岩石的vP小。片麻岩等片理发育的岩石，沿片理面测量的波速大于垂直片理面测量的波速，有时相差1倍以上。与结晶岩相比，沉积岩中的弹性波速度受孔隙度的影响很大，变化范围很宽。表4－11列出了一些火成岩的P波速资料，可见，在未蚀变的火成岩中，速度是比较高的，但火山碎屑岩和蚀变的火成岩，波速就变化很大。
表4－11 火成岩的波速
（据Schutter，2003）