岩石物理性質

球勘探涉及各類岩石礦質。岩石密、彈波傳播速、磁化率、阻率、熱導率、射，形各球基礎。

質指岩石組例系狀態。岩石溶液質，稱質。岩石磁參磁化率、磁化強、剩餘磁化強矢量，及剩餘磁化強磁化強值Q。

礦按磁類：①反磁礦，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，並受成岩后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。分佈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。岩石變質后，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複雜。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后，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、壓力有關係。順磁性礦物的磁化率與溫度的關係遵循居里定律。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係有兩種類型：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。

礦物的密度是由構成該礦物各元素的原子量和礦物的分子結構決定的。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2.2～3.5克/厘米3（極少數達4.5克/厘米3）。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3.5～7.5克/厘米3。天然金屬的密度最大。石油的密度是由其成分決定的。年代老的石油一般有較小的密度。地層水的密度決定於水中溶解的物質。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。影響岩漿岩的因素對於侵入岩和噴出岩來說是不同的。侵入岩的孔隙度很小，其密度主要由化學成分決定。從酸性到超基性，隨著二氧化硅含量的減少和鐵鎂氧化物含量的增加，侵入岩的密度逐漸增大。在金屬礦區，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就高達2.7克/厘米3以上。隨著從酸性到超基性的過渡，由於硅鋁含量減小，鐵鎂含量增大，噴出岩的密度也逐漸增大。但噴出岩的孔隙度比侵入岩大，其密度也就比相應的侵入岩的密度小。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。沉積岩的孔隙度變化較大，一般為2～35%,也有高達50%以上的。石灰岩、白雲岩、石膏等的孔隙度較小。沉積岩在壓力作用下孔隙度變小，其密度常隨埋深和成岩作用的加深而增大。變質岩的密度主要決定於其礦物組成。變質岩的孔隙度很小，一般為0.1～3%,很少有達5%的。岩石變質后密度的變化取決於變質作用的性質。在區域變質性質中，綠片岩相岩石的密度一般比原岩小，其他深變質相岩石的密度比原岩大。在動力變質中，如構造應力較小，則變質岩的密度小於原岩；如果應力較大因而引起再結晶時，則變質岩的密度等於或大於原岩。孔隙度較大的岩石即使礦物成分相同，由於其孔隙中所含物質的成分不同，密度可以相差較大。潛水面下水飽和的岩石密度就比乾燥的岩石密度大。岩石風化后密度變小。岩石的密度一般是隨壓力的增大而增大。侵入岩在壓力作用下密度變化最大的是花崗岩，超基性岩最小。當壓力為20×108帕時，花崗岩的密度變化為 2～5%，輝長岩為2～3%，超基性岩小於2%。

縱波和橫波在岩石和礦物中傳播的速度vP和vS是地球物理勘探中常用的兩個參數。

天然金屬如金的波速最低，vP為2.00公里/秒,vS為1.18公里/秒；硅鋁礦物和無鐵氧化礦物如黃玉、尖晶石、剛玉的vP約為9～11公里/秒；金剛石中vP達18.3公里/秒。大多數造岩礦物的vP為5.50～7.50公里/秒。

礦物中波的傳播速度與礦物的密度有關，對於主要造岩礦物，如長石、石英等，波速一般隨密度的增加而升高；對於金屬礦物和天然金屬，波速一般隨密度的增加而下降。

雲母、石墨等礦物彈性波速度的各向異性非常顯著。酸性岩石的造岩礦物如正長石、石英等，vP一般為5.70～6.25公里/秒；其暗色礦物如黑雲母中的波速較低。基性岩石的造岩礦物如角閃石、輝石，vP大於7.0公里/秒。超基性岩中的造岩礦物例如橄欖石，vP達8.0公里/秒以上。石油的超聲波速度隨密度和壓力的增大而增大，隨溫度的升高而減小。地層水的vP隨壓力和礦化度的升高而增大；它也隨溫度的升高而增大，但當溫度超過80～100℃以後又隨溫度升高而減小。

岩石中的波速取決於其礦物成分和孔隙充填物的彈性。

岩漿岩和變質岩的彈性波速度與岩石密度的關係接近於線性關係，密度越大，速度越高。岩漿岩和變質岩的含水飽和度增大時，vP變大，vS也變大，但不如vP的變化那樣顯著。氣飽和岩石的vP比相應的水飽和岩石的vP小。片麻岩等片理髮育的岩石，沿片理面測量的波速大於垂直片理面測量的波速，有時相差一倍以上。

沉積岩中的彈性波速度受孔隙度的影響很大，變化範圍很寬。地面疏鬆土壤和黃土的vP最小，砂岩、頁岩次之，碳酸鹽類岩石的vP最大。孔隙為油、水所飽和的岩石的波速比乾燥岩石的波速大。同一類沉積岩，年齡較老或埋深較大的，其波速也較大。

壓力增大時，岩石中的波速增大。

地球物理勘探中常用的岩石電性參數有電導率σ 或電阻率ρ，電容率ε和極化率η。

在外電場恆定時，岩石和礦物的電導率σ 一般為常數，其倒數即為電阻率ρ。外電場為交變場時，電導率為頻率的函數。在高頻時，由於位移電流比較明顯，在低頻和超低頻時，由於某些岩石和礦石的激發極化電流比較明顯，使場與電流之間出現相位差，此時的電導率用複數表示，而電阻率不再為電導率的倒數。大多數岩石和礦石的電導率在歐姆定律關係式中是一常係數。這類岩石和礦石稱為歐姆導體。在一些各向異性的晶體和等離子體中，外電場和電流的方向不一致，此時物體的導電特性不能用歐姆定律來描述。這類物體稱為非歐姆導體，它們的電導率為一張量。電法勘探中所用的電導率，一般是指定場或低頻時不包含激發極化作用而測定的標量值，習慣上常使用其倒數電阻率這個量。

按導電特性不同，礦物可分為導體、半導體和介電體。一些金屬（如自然金、自然銅等）和石墨等屬於導體（ρ≈10-6～10-5歐姆·米）。多數金屬硫化物和金屬氧化物屬於半導體（ρ≈10-6～106歐姆·米）。絕大多數造岩礦物（石英、長石、雲母等）屬於介電體（ρ>106歐姆·米）。不同岩石和礦石的礦物組成、結構構造、孔隙液含量和液體的性質都不相同，因此它們的電阻率值常相差很大，有時可以相差20個數量級。同類岩石的電阻率值也常因孔隙液含量和液體含鹽濃度的增加或減小而明顯降低或升高。這種變動能達2～4個數量級。岩石和礦石的電阻率值隨溫度和壓力的變化規律與礦物組分和結構構造有關。電阻率一般隨溫度升高而下降；隨壓力的變化趨勢常因岩石種類而異。拉長形礦物呈定向排列的岩石、礦石和層狀岩層，其電阻率值常顯現各向異性。電流平行於礦物的拉長方向或岩層的層面時所測定的電阻率值ρt,常小於電流垂直於礦物的拉長方向或岩層層面時所測定的電阻率值 ρn。

岩石和礦物的電容率ε即為介電常數。在實用中為了方便，常採用無量綱參數相對電容率k

面極化係數和極化率是激發極化法（見電法勘探）所用的兩個電性參數。當電流流過岩石或礦體中的兩相（孔隙溶液和導體）界面或通過岩石中含有溶液的寬度不同的孔隙時，將產生電極極化或薄膜極化等電化學作用，使兩相界面附近，隨著充電時間增長逐漸積累新的電荷，產生超電壓並漸趨飽和。這樣形成的電場分佈，稱為激發極化場。該場在外電源斷掉后，逐漸衰減為零。這個現象稱為岩石或礦體的激發極化效應。反映緻密塊狀礦體與液體的界面上激發極化效應的參數為面極化係數，它由下式定義：式中ΔV為超電壓，V2和V1分別為界面礦體一側和含液體的圍岩一側的電位，n為礦體的外法線方向，比例係數Ψ稱為面極化係數，單位為米或厘米。附圖所示為石墨樣品在不同電流密度j0的外電流激發下，在通電時和斷電后陽極和陰極的超電壓隨時間變化的特徵曲線。實線和虛線分別代表石墨的陽極和陰極。當j0的數值不大時,ΔV 隨j0作線性變化，此時的面極化係數Ψ為常數。當j0較大時，ΔV與j0之間將出現非線性關係，面極化係數不再為常數，而且某些物體的陰極極化和陽極極化的面極化係數可能出現明顯的差異。對於不同導體，這種差異的特點不同。

在浸染型金屬礦石或礦化岩石中，金屬礦物顆粒散布在整個體積中，每個金屬顆粒都能發生激發極化效應。因而在外電場作用下，激發極化效應遍布整個礦體或礦化體。這種作用稱為體積極化。

極化率也有類似於面極化係數的時間特性和非線性效應，但極化率隨時間變化較快，出現非線性的電流密度也比較大。不含導電礦物的岩石一般不出現非線性現象。含礦岩石的極化率要比不含礦的大得多。在結構構造相同的同類含礦岩石中，隨著導電礦物體積含量(ξv)的增加，極化率開始明顯增大，漸趨於某一極大值。極化率在很大程度上受著結構構造的控制。此外，極化率還與溫度和孔隙液含鹽濃度等因素有關。岩石或礦石中有拉長形導電礦物，當其呈定向排列時，這種岩石或礦石的極化率有明顯的各向異性。

在地球物理工作中常用的熱學參數是熱導率。礦物的熱導率以金屬礦物為最高。噴出岩造岩礦物的熱導率低於副礦物的熱導率。變質岩的造岩礦物如紅柱石、藍晶石的熱導率高於侵入岩造岩礦物的熱導率。大多數礦物的熱導率都顯示各向異性。

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。27℃時空氣的熱導率為0.03瓦/米·度;0℃時的水為0.56瓦/米·度；冰為2.23瓦/米·度；石油為0.14瓦/米·度。孔隙度增高時熱導率下降。當溫度和壓力升高時，空氣的熱導率顯著增大。

岩漿岩和變質岩的熱導率相對於沉積岩來說變化範圍不大，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，火山熔岩的熱導率最小。變質岩的熱導率一般在2.0瓦/米·度以上，石英岩高達7.6瓦/米·度。沉積岩的熱導率變化範圍大是熱導率較低的孔隙充填物造成的。沉積岩中熱導率最低的是疏鬆飽水深海沉積。大陸沉積中的可燃性有機岩如泥煤、褐煤、炭質油頁岩等，熱導率較低。陸源泥質沉積的熱導率也比較低，且隨沉積的固結程度而變。緻密或結晶的碳酸鹽岩類和石英質岩類的熱導率較高。礫石－礫岩－粉砂岩－泥岩系列中，組成岩石的顆粒越小，熱導率越低。

岩石和礦物的熱導率與溫度、壓力有關係。一般說來，溫度升高，熱導率降低，特別是溫度升至473K～700K時，熱導率降低很快。在室溫下，壓力升高，沉積岩的熱導率增大，最大的增值可達0.44瓦/米·度。當壓力從零升至 100大氣壓時，熱導率變化最大。壓力再升高，則熱導率變化不大，或趨於一常數。

天然放射性勘探方法所依據的是岩石和礦石中放射性元素成分和含量的差別。放射性礦物如鈾礦等的放射性元素含量最高，鋯石等稀有副礦物和磁鐵礦等金屬礦物次之，絕大多數造岩礦物的放射性元素含量都比較低。岩石的放射性元素含量以岩漿岩和變質岩為最高，沉積岩次之。岩漿岩中，按超基性、基性、中性、酸性的順序，放射性元素含量逐漸增加。

人工放射性勘探方法中最重要的參數是元素的熱中子俘獲截面。氫、鋰等元素的熱中子俘獲截面較小；鎘、釓等元素的熱中子俘獲截面較大，釷、鈾等元素的熱中子俘獲截面次之。