岩石物理分析

㈠ 储层的岩石物理特征分析

用模式识别技术及测井参数与岩心的交会图、直方图等手段，通过对储层的成岩作用和物回性控制答因素，以及各种测井响应特征和机理的研究分析，总结储层的岩性、物性及含气性的变化规律，建立该区储层及含气性的地球物理响应特征及地震与测井参数之间的关系式和识别模式，为模型设计与反演提供科学依据与基础数据。

根据测井资料分析，研究区对岩性敏感的测井参数为：GR，CNL，DEN，LLD和SP等。根据对储集体岩性、物性和电性的分析，分别对各旋回地层进行测井-地震相关分析，发现对沉积旋回和岩性敏感的参数GR与CNL与波阻抗的相关性不一致，中子孔隙度与波阻抗的相关性要优于伽马曲线，反映沉积旋回和岩性最敏感的参数是GR曲线。中子孔隙度曲线和伽马曲线各有长处，仅使用单一的曲线难以达到理想的效果。较为可行的方法是根据测井参数的关系构造一条岩性指示曲线，它应当对岩性有良好的敏感度，又与波阻抗有一定的相关性。孔隙度与波阻抗呈良好的负相关，孔隙度增大时，含气饱和度增加，波阻抗降低。

㈡ 基本岩石物理特征

运用岩石物理实验来与数值模拟研源究相结合的方法对研究区岩心的基本岩石物理特征进行了深入的研 究，得到的结果如下：

采集的样品大致分为两类：固结的含有泥质的砂岩和未固结的松散砂（岩）。

未固结松散砂岩含油性好，孔隙度大。根据测量数据，这类砂岩在储层条件下纵波速度主要为在1900～ 2500m/s，横波速度主要在1200～1500m/s之间变化，干样密度在1.6～1.7g/cm³，饱和流体的砂样密度在1.9 ～2.0g/cm³之间。基本的弹性参数见表8.6。

表8.6 未固结松散砂岩基本的弹性参数

对于固结的含泥质砂岩，在储层条件下纵波速度主要在2800～3300m/s之间，横波速度在1300～ 1700m/s之间变化，干样密度为1.7～2g/cm³，饱和流体的岩样密度在2～2.2g/cm³之间。基本的弹性参 数见表8.7。

表8.7 固结松散砂岩基本的弹性参数

在相同的条件下，完全饱油砂样的纵波速度略比饱水砂样的低，差值大致在40～100m/s以内。

㈢ 基于岩石物理模型分析

（1）流体效应分析

应用修正Hertz－Mindlin接触理论模型，分析地层水、稠油、轻油、气体的效应。

计算模型如下：

储层矿物为疏松的泥质石英砂层，泥质含量12％，孔隙度31％，有效压力16MPa，温度64℃。该体 系看作砂、泥质二元弹性体系，取砂的体积模量为39GPa和剪切模量33GPa；泥质体积模量20GPa和剪 切模量10GPa。有效的矿物体积模量35.864GPa，剪切模量28.051GPa，密度2.6416g/cm³。

流体数据：

原始地层水矿化度6000×10^－6，密度1.0266g/cm3，体积模量2.553GPa；

稠油：气油比10，密度为0.909g/cm³，体积模量1.818GPa；

轻油：密度为0.7615g/cm³，体积模量1.126GPa；

气体：密度为0.1g/cm³，体积模量0.03GPa；

岩石骨架：体积模量2.58GPa，剪切模量3.03GPa；

表2.5 不同流体饱和时岩石波速变化

表2.5的数据显示，稠油接近于水的性质，而轻油接近于气体的性质。模型预测的数据与实验测定的 结果大致相当。

（2）水驱油过程分析

基于修正Hertz－Mindlin接触理论模型，对水驱稠油过程中疏松砂岩波速变化进行数值模拟计算。图 2.3除在高含油饱和度处计算结果略比实验数据低，总的变化特征基本吻合。说明在此采用的岩石物理模 型和算法基本能满足实际过程分析的要求。

（3）泡点附近流体属性变化对岩石地震波速的影响模拟分析

当流体压力变低到泡点压力以下后，由于有气体从油中逸出，岩石的波速将变小。稠油溶解有一定 量的气体，典型的气油比GOR为10。泡点压力在14～10MPa附近。从该油藏温压条件看，地层流体压 力16MPa，（开采等引起的）压力的波动在2～4MPa，温度64℃，波动2℃左右；显然油藏中部分稠油 可能处在泡点附近。对于小的压力波动（变小），可能会导致稠油进入泡点压力下的状态，部分气体从 稠油中逸出，孔隙中形成气—液两相流体状态，其结果将会引起储层地震波速改变。

应用岩石物理模型模拟计算这种变化特征。把该体系看做砂、泥质二元弹性体系，泥质含量18％，孔隙度32％，有效压力16MPa，温度25℃。取砂的体积模量为39GPa和剪切模量33GPa，密度为2.65g/ cm³；泥质体积模量20GPa和剪切模量10GPa；得到矿物的体积模量34.442GPa和剪切模量26.099GPa，密度为2.65g/cm³；油的密度为0.88g/cm³，体积模量1.91GPa；气的密度为0.138g/cm³，体积模量0.03GPa； 有效压力16MPa下，疏松砂岩的骨架体积模量为2.2GPa，剪切模量为2.65GPa。

图2.3 水驱稠油过程中疏松砂岩波速变化图

图2.4 岩石物理模型预测泡点附近疏松岩石地震波速变化特征

把上述参数作为输入，得到如图2.4模拟结果。从图2.4中可以看出岩石物理模型预测结果与测量值 大致一致。

㈣ 岩石物理学的介绍

岩石物理学是一门自然科学，专门研究岩石的各种物理性质和其产生机制；隶属于地球物理学。岩石物理学既是物理学的一个独立分支，又是地球物理学的一个重要组成部分。它是联系地球物理学，岩石学，水文地质学，工程地质学，岩土力学等学科的纽带和桥梁。岩石物理学是一门综合性的边缘学科。

㈤ 典型井时移地震岩石物理分析

3.2.2.1 压力下降较多的井——A23井分析

根据动态数据的数字模拟，A23井能产生较大的压力下降，其数值模拟的结果如图3.2所示。根据这 种参数变化特征，进行了单因素和多因素的岩石物理分析。

图3.2 A23井的数值模拟结果图

（1）压力变化影响分析

参考数值模拟，压力变化如图3.3（左）所示。根据疏松砂岩压力－波速实验关系以及压实实验关系，利用声波测井曲线，计算了A23井中压力变化引起的波速变化如图3.3（中）和密度变化如图3.3（右），图中红色部分表示增加，绿色部分表示下降。从图上可以看出，储层的波速和密度变化是比较明显的，都表现为正的增加。

图3.3 A23井压力变化（左）及其压力变化引起的波速变化（中）和密度变化（右）

（2）含水饱和度变化影响分析

A23井不是注水井，其含水饱和度变化不大，相应的波速和密度变化也不大，如图3.4。

图3.4 A23井含水饱和度变化（左）及含水饱和度变化引起的波速变化（中）和密度变化（右）

（3）含气饱和度变化影响分析

由于压力下降过大，已经低过了石油的饱和压力，形成了石油脱气的现象。假定石油脱气产生的含 气饱和度从无到有的变化如图3.5（左）所示，计算可得到该含气饱和度变化所引起的速度vP的变化如图 3.5（中）和密度变化如图3.5（右）。从图中可以看出，波速vP和密度在含气饱和度增加时减小。

图3.5 含气饱和度变化（左）及该变化引起的波速vP变化（中）和密度变化（右）

（4）各种因素的综合影响分析

把上述3种单因素的影响进行叠加，就得到了波速和密度综合变化特征，如图3.6和图3.7所示。

图3.6 多种因素影响下A23井密度综合变化图

图3.7 多种因素影响下A23井波速综合变化图

从图3.6和图3.7可以看出，在较大的压力下降并同时有明显气体饱和度变化的影响下，A23井Ⅰ油 组上的中部以及Ⅰ油组下的上部，有明显的波速vP下降；密度的变化在Ⅰ油组上大部分不明显，Ⅰ油组下 表现为正的密度增加。

3.2.2.2 含水饱和度变化较大的井——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。水驱油开发中有较多的含水 饱和度变化。动态数据的数值模拟结果如图3.8所示。

图3.8 A21井的数值模拟结果图

根据这种参数变化特征，进行了单因素和多因素的岩石物理分析。

（1）含水饱和度变化的影响分析

参考数值模拟结果，含水饱和度变化如图3.9（左）所示。根据疏松砂岩含水（含油）饱和度－波速 实验关系，利用声波测井曲线，计算了A21井中含水饱和度变化引起的波速vp变化图3.9（中）和密度 变化图3.9（右），图中红色部分表示增加，绿色部分表示下降。

图3.9 A21井含水饱和度变化（左）及其含水饱和度变化引起的波速变化（中）和密度变化（右）

从图3.9可以看出，储层的波速和密度变化都表现为正的增加。由于模型中饱和度变化量不超过 30％，所以波速vp的变化量并不显著，但岩石密度的变化是比较明显的。

（2）压力变化影响分析

根据数值模拟的结果，A21井在含水饱和度变化的同时，流体压力也发生变化，如图3.10所示。

图3.10 A21井压力变化（左）及其压力变化引起的波速变化（中）和密度变化（右）

对于这种压力的变化（图3.10，左），计算得到相应的波速变化（图3.10，中）和密度变化（图3.10，右），两者都显示为正的变化。

（3）含气饱和度变化的影响分析

根据数值模拟的结果，A21井在含水饱和度变化的同时，含气饱和度也有变化.图3.11（左）是一个 参考的含气饱和度变化输入，实际中含气饱和度的变化可能要远远小于该值。作为模型计算了该含气饱 和度变化所引起的波速v_p的变化（图3.11，中）和密度变化（图3.11，右）。两者表现为负的变化，其 中波速变化比较明显，密度变化相对小些。

图3.11 参考含气饱和度变化（左）及该变化所引起的波速vp的变化（中）和密度变化（右）

（4）各种因素的综合影响分析

下面分析了各种因素的综合影响。

首先假定石油不脱气，没有气体饱和度变化，仅考虑含水饱和度变化与压力变化的综合影响。计算 结果如图3.12和图3.13所示。

从图3.12和图3.13可以看出，在水驱油产生较多含水饱和度变化和压力增加时，井的周围表现出比 较明显的波速正变化和密度正变化。这种含水饱和度和压力变化的组合对于注水井是有较大代表性的。

其次，考虑到压力下降太多，到了饱和压力以下，则必须同时考虑含气饱和度变化的影响。对于上 述的数模结果，计算得到含水饱和度、压力、含气饱和度的变化对A21井波速和密度的综合影响如图3.14 和图3.15。

图3.12 含水饱和度变化和压力变化对A21井的密度综合影响图

图3.13 含水饱和度变化和压力变化对A21井的波速综合影响图

图3.14 含水饱和度、压力以及含气饱和度变化对A21井的密度综合影响图

图3.15 含水饱和度、压力以及含气饱和度变化对A21井的波速综合影响图

从图3.14和图3.15可以看出，对于密度，含水饱和度的影响最大，压力和含气饱和度变化的影响大 致相当，由于两者的作用正好相反，因而大致相互抵消，总的变化量大致为含水饱和度的变化引起的密 度增量。

对于波速，气体的效应比较明显，它大致略超过压力和含水饱和度两者影响的总和，因此总的速度 变化表现是：在Ⅰ油组上顶部有小的负波速变化，在Ⅰ油组下波速变化也不明显，在底部有小的正增加。

显然对于注水井，要具体考虑实际变化模式。对于一般的注水井，压力变化在饱和压力之上时，一 般应表现为波速和密度的正变化，但如果压力比饱和压力低太多，导致较大的脱气，这时气体饱和度的 变化效应将大致能抵消或超过含水饱和度和压力变化效应的总和。

3.2.2.3 含气饱和度变化较大的井——B12井分析

根据动态数据的数字模拟，B12井由于压力下降较多，石油脱气导致较大的气体饱和度变化，其数值 模拟的结果如图3.16所示。

图3.16 B12井的数值模拟结果图

根据这种参数变化特征，在下面进行了单因素和多因素的岩石物理分析。

（1）含气饱和度变化的影响分析

参考数值模拟结果，含气饱和度变化如图3.17（左）所示。根据疏松砂岩含气饱和度－波速实验关系，利用声波测井曲线，计算了B12井中含气饱和度变化引起的纵波速度变化如图3.17（中）和密度变化如 图3.17（右），图中红色部分表示增加，绿色部分表示下降。

从图3.17可以看出，在Ⅰ油组上的中下部以及Ⅰ油组下的上部波速变化都表现为负增加。密度变化表 现为略有减少或不明显。

（2）B12井压力减小引起波速与密度变化分析

参考数值模拟结果，压力变化如图3.18（左）所示。根据疏松砂岩压力－波速的实验关系，利用声波 测井曲线，计算了B12井中压力变化引起的波速变化（图3.18，中）和密度变化（图3.18，右）。

图3.17 B12井含气饱和度变化（左）及该变化引起的波速变化（中）与密度变化（右）

图3.18 B12井压力变化（左）及该变化引起的波速变化（中）与密度变化（右）

对于压力的减少，B12井Ⅰ油组上中下部以及Ⅰ油组下的上部波速vP表现为明显的正变化，密度也表 现出略微增加的趋势。

（3）B12井含水饱和度增加引起波速与密度变化分析

参考数值模拟结果，含水饱和度变化如图3.19（左）所示，计算所得B12井中含水饱和度变化引起 的波速变化如图3.19（中）和密度变化如图3.19（右）。

图3.19 B12井含水饱和度变化（左）及该变化引起的波速变化（中）与密度变化（右）

根据数模的结果，B12井Ⅰ油组大部分含水饱和度变化不大，如图3.19（左）所示，以这样的一种含 水饱和度分布作为输入，B12井Ⅰ油组波速和密度受含水饱和度变化的影响不大。

（4）各种因素的综合影响分析

含气饱和度、压力以及含水饱和度变化对B12井纵波速度和密度的综合影响见图3.20和图3.21。

从图3.20和图3.21可以看出，对于波速，含气饱和度增加以及压力下降影响最大，含气饱和度变化 的影响比压力影响要大，两者作用相反，含水饱和度的变化影响最小。由于压力变化的影响不足以补偿 由于脱气导致的含气饱和度增加所所造成的效应，因此波速总的变化表现为负增长。这种变化主要发生 在Ⅰ油组上和Ⅰ油组下的上部。

对于密度，压力和含水饱和度变化引起的密度小量正变化略大于气体饱和度变化引起的负变化，因 此总体上密度的变化为较小的正值，主要在Ⅰ油组上的下部。

图3.20 含气饱和度、压力以及含水饱和度变化对B12波速变化的综合影响图

图3.21 含气饱和度、压力以及含水饱和度变化对B12密度变化的综合影响图

㈥ 岩石物理学的研究方法

实验是岩石物理的基本研究方法。
主要步骤
采样——制样——测试——分析——结论与认识。
主要测量方法和物理性质 测量方法：地核法、力法、震热法等。 岩石物理性质：磁化率、磁导率、密度、电阻（导）率、介电常数、波速、衰减、各向异性、热导率、比热、热扩散系数、放射性等。

㈦ 岩石物理样都分析些项目

就是物理力学样吧。煤田系统的主要有裂隙发育情况、矿物成分、（干、湿）抗压强度、耐崩解指数、化学成分、抗拉强度、泊松比、比 重、抗剪强度（干、湿）、膨胀性、容重、弹性模量（干、湿）、压缩性、天然含水量、吸水率、软化系数等。

㈧ 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，比热容有显著差别。

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。

㈨ 常用的岩石物理学模型

在关于岩石物理学的研究方法的讨论中已经提到，由于影响岩石物理性质的因素多且相互之间的关系复杂，所以在进行岩石物理学理论研究时要把实际的岩石模型化，只保留影响岩石物理性质的主要因素，而忽略次要因素。常用的岩石物理学模型有（图2-8-1）：①层状介质模型；②分散状介质模型；③离散颗粒堆积介质模型；④网状介质模型；⑤连续介质模型。

图2-8-1 岩石物理学模型

1.层状介质模型

层状介质模型是最简单的一种岩石物理模型。其基本思想是根据所考虑岩石的矿物组成将结构杂乱无章的岩石等效为水平层的集合。每一层相当于一种矿物成分，每层的厚度则根据矿物的体积分数来决定。整个层状介质的岩石物理参数一般按有关的物理定律由单层的岩石物理性质经过相对于体积分数的加权算术平均或加权对数平均得到。

层状介质模型具有简单、直观、容易进行数学处理等优点，尤其是对于岩石物理参数各向异性的描述，更是占有不可替代的地位。但是，在自然界中，除了具有平行裂缝的岩石和大部分变质岩以外，具有层状结构的岩石比较少见。

2.分散状介质模型

分散状介质模型假设岩石中存在有一种基本的物质，而其他物质以分散的形式分布在这种基本物质之中。这种分散性的分布既可以是确定性的，又可以是随机的。分散状介质模型是处理含泥质砂岩的导电性的有效模型之一。

3.离散颗粒堆积介质模型

离散颗粒堆积介质模型主要用来研究孔隙性岩石的物理性质，也称其为离散堆积模型。假设岩石中的矿物颗粒呈圆球状，则将具有给定半径的球体堆积成立方体，就形成了离散的球体堆积模型。根据几何学中的有关结果，可以计算出这种堆积介质的孔隙度。将球体换成圆柱体，可以得到由离散柱体堆积成的模型。如果将柱体换成圆柱管，则可用这种模型来研究在一定的压力和温度下岩石对流体的传导作用。

4.网状介质模型

网状介质模型是圆管状介质堆积模型的推广。具有不同半径、不同截面形状和不同弯曲程度的管状物体相互连接形成了岩石中的一张管网。这种模型能比较好地逼近自然界中的孔隙性岩石的内部结构。

5.连续介质模型

连续介质模型假定岩石中的矿物成分是按一定规律连续分布的。对于由颗粒非常细的矿物组成的岩石，连续介质模型可以对其进行比较逼真的描述。

㈩ 岩石物理学的学科定义

第一，岩石物理学是研究岩石这种特殊的材料，在地球内部特殊环境下的各种行为(behaviour)及其物理性质的。第二，在岩石的各种性质中，研究的重点是那些与地球内部构造与运动、能源和资源的勘察与开发、地质灾害的成因与减灾、环境保护与监测有密切关系的特性。针对油储问题开展的岩石物理性质的研究，是岩石物理学研究中成功的例子。还可以从另一个角度来描述这一点:岩石物理学研究的重点是与地质学、地球物理学、地球化学、油储地球物理学、地热学和环境科学密切有关的特性。岩石物理学的研究重点，反映了这门学科的基础性和应用性。