岩石物理分析

㈠ 儲層的岩石物理特徵分析

用模式識別技術及測井參數與岩心的交會圖、直方圖等手段，通過對儲層的成岩作用和物回性控制答因素，以及各種測井響應特徵和機理的研究分析，總結儲層的岩性、物性及含氣性的變化規律，建立該區儲層及含氣性的地球物理響應特徵及地震與測井參數之間的關系式和識別模式，為模型設計與反演提供科學依據與基礎數據。

根據測井資料分析，研究區對岩性敏感的測井參數為：GR，CNL，DEN，LLD和SP等。根據對儲集體岩性、物性和電性的分析，分別對各旋迴地層進行測井-地震相關分析，發現對沉積旋迴和岩性敏感的參數GR與CNL與波阻抗的相關性不一致，中子孔隙度與波阻抗的相關性要優於伽馬曲線，反映沉積旋迴和岩性最敏感的參數是GR曲線。中子孔隙度曲線和伽馬曲線各有長處，僅使用單一的曲線難以達到理想的效果。較為可行的方法是根據測井參數的關系構造一條岩性指示曲線，它應當對岩性有良好的敏感度，又與波阻抗有一定的相關性。孔隙度與波阻抗呈良好的負相關，孔隙度增大時，含氣飽和度增加，波阻抗降低。

㈡ 基本岩石物理特徵

運用岩石物理實驗來與數值模擬研源究相結合的方法對研究區岩心的基本岩石物理特徵進行了深入的研 究，得到的結果如下：

採集的樣品大致分為兩類：固結的含有泥質的砂岩和未固結的鬆散砂（岩）。

未固結鬆散砂岩含油性好，孔隙度大。根據測量數據，這類砂岩在儲層條件下縱波速度主要為在1900～ 2500m/s，橫波速度主要在1200～1500m/s之間變化，干樣密度在1.6～1.7g/cm³，飽和流體的砂樣密度在1.9 ～2.0g/cm³之間。基本的彈性參數見表8.6。

表8.6 未固結鬆散砂岩基本的彈性參數

對於固結的含泥質砂岩，在儲層條件下縱波速度主要在2800～3300m/s之間，橫波速度在1300～ 1700m/s之間變化，干樣密度為1.7～2g/cm³，飽和流體的岩樣密度在2～2.2g/cm³之間。基本的彈性參 數見表8.7。

表8.7 固結鬆散砂岩基本的彈性參數

在相同的條件下，完全飽油砂樣的縱波速度略比飽水砂樣的低，差值大致在40～100m/s以內。

㈢ 基於岩石物理模型分析

（1）流體效應分析

應用修正Hertz－Mindlin接觸理論模型，分析地層水、稠油、輕油、氣體的效應。

計算模型如下：

儲層礦物為疏鬆的泥質石英砂層，泥質含量12％，孔隙度31％，有效壓力16MPa，溫度64℃。該體 系看作砂、泥質二元彈性體系，取砂的體積模量為39GPa和剪切模量33GPa；泥質體積模量20GPa和剪 切模量10GPa。有效的礦物體積模量35.864GPa，剪切模量28.051GPa，密度2.6416g/cm³。

流體數據：

原始地層水礦化度6000×10^－6，密度1.0266g/cm3，體積模量2.553GPa；

稠油：氣油比10，密度為0.909g/cm³，體積模量1.818GPa；

輕油：密度為0.7615g/cm³，體積模量1.126GPa；

氣體：密度為0.1g/cm³，體積模量0.03GPa；

岩石骨架：體積模量2.58GPa，剪切模量3.03GPa；

表2.5 不同流體飽和時岩石波速變化

表2.5的數據顯示，稠油接近於水的性質，而輕油接近於氣體的性質。模型預測的數據與實驗測定的 結果大致相當。

（2）水驅油過程分析

基於修正Hertz－Mindlin接觸理論模型，對水驅稠油過程中疏鬆砂岩波速變化進行數值模擬計算。圖 2.3除在高含油飽和度處計算結果略比實驗數據低，總的變化特徵基本吻合。說明在此採用的岩石物理模 型和演算法基本能滿足實際過程分析的要求。

（3）泡點附近流體屬性變化對岩石地震波速的影響模擬分析

當流體壓力變低到泡點壓力以下後，由於有氣體從油中逸出，岩石的波速將變小。稠油溶解有一定 量的氣體，典型的氣油比GOR為10。泡點壓力在14～10MPa附近。從該油藏溫壓條件看，地層流體壓 力16MPa，（開采等引起的）壓力的波動在2～4MPa，溫度64℃，波動2℃左右；顯然油藏中部分稠油 可能處在泡點附近。對於小的壓力波動（變小），可能會導致稠油進入泡點壓力下的狀態，部分氣體從 稠油中逸出，孔隙中形成氣—液兩相流體狀態，其結果將會引起儲層地震波速改變。

應用岩石物理模型模擬計算這種變化特徵。把該體系看做砂、泥質二元彈性體系，泥質含量18％，孔隙度32％，有效壓力16MPa，溫度25℃。取砂的體積模量為39GPa和剪切模量33GPa，密度為2.65g/ cm³；泥質體積模量20GPa和剪切模量10GPa；得到礦物的體積模量34.442GPa和剪切模量26.099GPa，密度為2.65g/cm³；油的密度為0.88g/cm³，體積模量1.91GPa；氣的密度為0.138g/cm³，體積模量0.03GPa； 有效壓力16MPa下，疏鬆砂岩的骨架體積模量為2.2GPa，剪切模量為2.65GPa。

圖2.3 水驅稠油過程中疏鬆砂岩波速變化圖

圖2.4 岩石物理模型預測泡點附近疏鬆岩石地震波速變化特徵

把上述參數作為輸入，得到如圖2.4模擬結果。從圖2.4中可以看出岩石物理模型預測結果與測量值 大致一致。

㈣ 岩石物理學的介紹

岩石物理學是一門自然科學，專門研究岩石的各種物理性質和其產生機制；隸屬於地球物理學。岩石物理學既是物理學的一個獨立分支，又是地球物理學的一個重要組成部分。它是聯系地球物理學，岩石學，水文地質學，工程地質學，岩土力學等學科的紐帶和橋梁。岩石物理學是一門綜合性的邊緣學科。

㈤ 典型井時移地震岩石物理分析

3.2.2.1 壓力下降較多的井——A23井分析

根據動態數據的數字模擬，A23井能產生較大的壓力下降，其數值模擬的結果如圖3.2所示。根據這 種參數變化特徵，進行了單因素和多因素的岩石物理分析。

圖3.2 A23井的數值模擬結果圖

（1）壓力變化影響分析

參考數值模擬，壓力變化如圖3.3（左）所示。根據疏鬆砂岩壓力－波速實驗關系以及壓實實驗關系，利用聲波測井曲線，計算了A23井中壓力變化引起的波速變化如圖3.3（中）和密度變化如圖3.3（右），圖中紅色部分表示增加，綠色部分表示下降。從圖上可以看出，儲層的波速和密度變化是比較明顯的，都表現為正的增加。

圖3.3 A23井壓力變化（左）及其壓力變化引起的波速變化（中）和密度變化（右）

（2）含水飽和度變化影響分析

A23井不是注水井，其含水飽和度變化不大，相應的波速和密度變化也不大，如圖3.4。

圖3.4 A23井含水飽和度變化（左）及含水飽和度變化引起的波速變化（中）和密度變化（右）

（3）含氣飽和度變化影響分析

由於壓力下降過大，已經低過了石油的飽和壓力，形成了石油脫氣的現象。假定石油脫氣產生的含 氣飽和度從無到有的變化如圖3.5（左）所示，計算可得到該含氣飽和度變化所引起的速度vP的變化如圖 3.5（中）和密度變化如圖3.5（右）。從圖中可以看出，波速vP和密度在含氣飽和度增加時減小。

圖3.5 含氣飽和度變化（左）及該變化引起的波速vP變化（中）和密度變化（右）

（4）各種因素的綜合影響分析

把上述3種單因素的影響進行疊加，就得到了波速和密度綜合變化特徵，如圖3.6和圖3.7所示。

圖3.6 多種因素影響下A23井密度綜合變化圖

圖3.7 多種因素影響下A23井波速綜合變化圖

從圖3.6和圖3.7可以看出，在較大的壓力下降並同時有明顯氣體飽和度變化的影響下，A23井Ⅰ油 組上的中部以及Ⅰ油組下的上部，有明顯的波速vP下降；密度的變化在Ⅰ油組上大部分不明顯，Ⅰ油組下 表現為正的密度增加。

3.2.2.2 含水飽和度變化較大的井——A21井分析

A21井是注水井，在S油田所有注水井中，A21井是累注量最高的井。水驅油開發中有較多的含水 飽和度變化。動態數據的數值模擬結果如圖3.8所示。

圖3.8 A21井的數值模擬結果圖

根據這種參數變化特徵，進行了單因素和多因素的岩石物理分析。

（1）含水飽和度變化的影響分析

參考數值模擬結果，含水飽和度變化如圖3.9（左）所示。根據疏鬆砂岩含水（含油）飽和度－波速 實驗關系，利用聲波測井曲線，計算了A21井中含水飽和度變化引起的波速vp變化圖3.9（中）和密度 變化圖3.9（右），圖中紅色部分表示增加，綠色部分表示下降。

圖3.9 A21井含水飽和度變化（左）及其含水飽和度變化引起的波速變化（中）和密度變化（右）

從圖3.9可以看出，儲層的波速和密度變化都表現為正的增加。由於模型中飽和度變化量不超過 30％，所以波速vp的變化量並不顯著，但岩石密度的變化是比較明顯的。

（2）壓力變化影響分析

根據數值模擬的結果，A21井在含水飽和度變化的同時，流體壓力也發生變化，如圖3.10所示。

圖3.10 A21井壓力變化（左）及其壓力變化引起的波速變化（中）和密度變化（右）

對於這種壓力的變化（圖3.10，左），計算得到相應的波速變化（圖3.10，中）和密度變化（圖3.10，右），兩者都顯示為正的變化。

（3）含氣飽和度變化的影響分析

根據數值模擬的結果，A21井在含水飽和度變化的同時，含氣飽和度也有變化.圖3.11（左）是一個 參考的含氣飽和度變化輸入，實際中含氣飽和度的變化可能要遠遠小於該值。作為模型計算了該含氣飽 和度變化所引起的波速v_p的變化（圖3.11，中）和密度變化（圖3.11，右）。兩者表現為負的變化，其 中波速變化比較明顯，密度變化相對小些。

圖3.11 參考含氣飽和度變化（左）及該變化所引起的波速vp的變化（中）和密度變化（右）

（4）各種因素的綜合影響分析

下面分析了各種因素的綜合影響。

首先假定石油不脫氣，沒有氣體飽和度變化，僅考慮含水飽和度變化與壓力變化的綜合影響。計算 結果如圖3.12和圖3.13所示。

從圖3.12和圖3.13可以看出，在水驅油產生較多含水飽和度變化和壓力增加時，井的周圍表現出比 較明顯的波速正變化和密度正變化。這種含水飽和度和壓力變化的組合對於注水井是有較大代表性的。

其次，考慮到壓力下降太多，到了飽和壓力以下，則必須同時考慮含氣飽和度變化的影響。對於上 述的數模結果，計算得到含水飽和度、壓力、含氣飽和度的變化對A21井波速和密度的綜合影響如圖3.14 和圖3.15。

圖3.12 含水飽和度變化和壓力變化對A21井的密度綜合影響圖

圖3.13 含水飽和度變化和壓力變化對A21井的波速綜合影響圖

圖3.14 含水飽和度、壓力以及含氣飽和度變化對A21井的密度綜合影響圖

圖3.15 含水飽和度、壓力以及含氣飽和度變化對A21井的波速綜合影響圖

從圖3.14和圖3.15可以看出，對於密度，含水飽和度的影響最大，壓力和含氣飽和度變化的影響大 致相當，由於兩者的作用正好相反，因而大致相互抵消，總的變化量大致為含水飽和度的變化引起的密 度增量。

對於波速，氣體的效應比較明顯，它大致略超過壓力和含水飽和度兩者影響的總和，因此總的速度 變化表現是：在Ⅰ油組上頂部有小的負波速變化，在Ⅰ油組下波速變化也不明顯，在底部有小的正增加。

顯然對於注水井，要具體考慮實際變化模式。對於一般的注水井，壓力變化在飽和壓力之上時，一 般應表現為波速和密度的正變化，但如果壓力比飽和壓力低太多，導致較大的脫氣，這時氣體飽和度的 變化效應將大致能抵消或超過含水飽和度和壓力變化效應的總和。

3.2.2.3 含氣飽和度變化較大的井——B12井分析

根據動態數據的數字模擬，B12井由於壓力下降較多，石油脫氣導致較大的氣體飽和度變化，其數值 模擬的結果如圖3.16所示。

圖3.16 B12井的數值模擬結果圖

根據這種參數變化特徵，在下面進行了單因素和多因素的岩石物理分析。

（1）含氣飽和度變化的影響分析

參考數值模擬結果，含氣飽和度變化如圖3.17（左）所示。根據疏鬆砂岩含氣飽和度－波速實驗關系，利用聲波測井曲線，計算了B12井中含氣飽和度變化引起的縱波速度變化如圖3.17（中）和密度變化如 圖3.17（右），圖中紅色部分表示增加，綠色部分表示下降。

從圖3.17可以看出，在Ⅰ油組上的中下部以及Ⅰ油組下的上部波速變化都表現為負增加。密度變化表 現為略有減少或不明顯。

（2）B12井壓力減小引起波速與密度變化分析

參考數值模擬結果，壓力變化如圖3.18（左）所示。根據疏鬆砂岩壓力－波速的實驗關系，利用聲波 測井曲線，計算了B12井中壓力變化引起的波速變化（圖3.18，中）和密度變化（圖3.18，右）。

圖3.17 B12井含氣飽和度變化（左）及該變化引起的波速變化（中）與密度變化（右）

圖3.18 B12井壓力變化（左）及該變化引起的波速變化（中）與密度變化（右）

對於壓力的減少，B12井Ⅰ油組上中下部以及Ⅰ油組下的上部波速vP表現為明顯的正變化，密度也表 現出略微增加的趨勢。

（3）B12井含水飽和度增加引起波速與密度變化分析

參考數值模擬結果，含水飽和度變化如圖3.19（左）所示，計算所得B12井中含水飽和度變化引起 的波速變化如圖3.19（中）和密度變化如圖3.19（右）。

圖3.19 B12井含水飽和度變化（左）及該變化引起的波速變化（中）與密度變化（右）

根據數模的結果，B12井Ⅰ油組大部分含水飽和度變化不大，如圖3.19（左）所示，以這樣的一種含 水飽和度分布作為輸入，B12井Ⅰ油組波速和密度受含水飽和度變化的影響不大。

（4）各種因素的綜合影響分析

含氣飽和度、壓力以及含水飽和度變化對B12井縱波速度和密度的綜合影響見圖3.20和圖3.21。

從圖3.20和圖3.21可以看出，對於波速，含氣飽和度增加以及壓力下降影響最大，含氣飽和度變化 的影響比壓力影響要大，兩者作用相反，含水飽和度的變化影響最小。由於壓力變化的影響不足以補償 由於脫氣導致的含氣飽和度增加所所造成的效應，因此波速總的變化表現為負增長。這種變化主要發生 在Ⅰ油組上和Ⅰ油組下的上部。

對於密度，壓力和含水飽和度變化引起的密度小量正變化略大於氣體飽和度變化引起的負變化，因 此總體上密度的變化為較小的正值，主要在Ⅰ油組上的下部。

圖3.20 含氣飽和度、壓力以及含水飽和度變化對B12波速變化的綜合影響圖

圖3.21 含氣飽和度、壓力以及含水飽和度變化對B12密度變化的綜合影響圖

㈥ 岩石物理學的研究方法

實驗是岩石物理的基本研究方法。
主要步驟
采樣——制樣——測試——分析——結論與認識。
主要測量方法和物理性質 測量方法：地核法、力法、震熱法等。 岩石物理性質：磁化率、磁導率、密度、電阻（導）率、介電常數、波速、衰減、各向異性、熱導率、比熱、熱擴散系數、放射性等。

㈦ 岩石物理樣都分析些項目

就是物理力學樣吧。煤田系統的主要有裂隙發育情況、礦物成分、（干、濕）抗壓強度、耐崩解指數、化學成分、抗拉強度、泊松比、比 重、抗剪強度（干、濕）、膨脹性、容重、彈性模量（干、濕）、壓縮性、天然含水量、吸水率、軟化系數等。

㈧ 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。

㈨ 常用的岩石物理學模型

在關於岩石物理學的研究方法的討論中已經提到，由於影響岩石物理性質的因素多且相互之間的關系復雜，所以在進行岩石物理學理論研究時要把實際的岩石模型化，只保留影響岩石物理性質的主要因素，而忽略次要因素。常用的岩石物理學模型有（圖2-8-1）：①層狀介質模型；②分散狀介質模型；③離散顆粒堆積介質模型；④網狀介質模型；⑤連續介質模型。

圖2-8-1 岩石物理學模型

1.層狀介質模型

層狀介質模型是最簡單的一種岩石物理模型。其基本思想是根據所考慮岩石的礦物組成將結構雜亂無章的岩石等效為水平層的集合。每一層相當於一種礦物成分，每層的厚度則根據礦物的體積分數來決定。整個層狀介質的岩石物理參數一般按有關的物理定律由單層的岩石物理性質經過相對於體積分數的加權算術平均或加權對數平均得到。

層狀介質模型具有簡單、直觀、容易進行數學處理等優點，尤其是對於岩石物理參數各向異性的描述，更是佔有不可替代的地位。但是，在自然界中，除了具有平行裂縫的岩石和大部分變質岩以外，具有層狀結構的岩石比較少見。

2.分散狀介質模型

分散狀介質模型假設岩石中存在有一種基本的物質，而其他物質以分散的形式分布在這種基本物質之中。這種分散性的分布既可以是確定性的，又可以是隨機的。分散狀介質模型是處理含泥質砂岩的導電性的有效模型之一。

3.離散顆粒堆積介質模型

離散顆粒堆積介質模型主要用來研究孔隙性岩石的物理性質，也稱其為離散堆積模型。假設岩石中的礦物顆粒呈圓球狀，則將具有給定半徑的球體堆積成立方體，就形成了離散的球體堆積模型。根據幾何學中的有關結果，可以計算出這種堆積介質的孔隙度。將球體換成圓柱體，可以得到由離散柱體堆積成的模型。如果將柱體換成圓柱管，則可用這種模型來研究在一定的壓力和溫度下岩石對流體的傳導作用。

4.網狀介質模型

網狀介質模型是圓管狀介質堆積模型的推廣。具有不同半徑、不同截面形狀和不同彎曲程度的管狀物體相互連接形成了岩石中的一張管網。這種模型能比較好地逼近自然界中的孔隙性岩石的內部結構。

5.連續介質模型

連續介質模型假定岩石中的礦物成分是按一定規律連續分布的。對於由顆粒非常細的礦物組成的岩石，連續介質模型可以對其進行比較逼真的描述。

㈩ 岩石物理學的學科定義

第一，岩石物理學是研究岩石這種特殊的材料，在地球內部特殊環境下的各種行為(behaviour)及其物理性質的。第二，在岩石的各種性質中，研究的重點是那些與地球內部構造與運動、能源和資源的勘察與開發、地質災害的成因與減災、環境保護與監測有密切關系的特性。針對油儲問題開展的岩石物理性質的研究，是岩石物理學研究中成功的例子。還可以從另一個角度來描述這一點:岩石物理學研究的重點是與地質學、地球物理學、地球化學、油儲地球物理學、地熱學和環境科學密切有關的特性。岩石物理學的研究重點，反映了這門學科的基礎性和應用性。