岩土的分类和性能.docx

1、岩土的分类和性能一、岩土工程特性摘要 ：由于形成条件、形成年代、组成成分、应力历史不同，土的工程性 质具有明显 的区域性。广阔的中国大陆上分布着各种各样的土，北部的黄土、 南部的红土、 中部的老粘土以及东南近海的海洋软土 （ 包括沿海的软土 ） 。本文将 以区域性不同土为依据， 阐明我国不同区域土的工程性质的特性以及分析其差异 性形成的原因。、, 、-前言我国大地上分布着各种具有地区特点的区域性土， 其中最主有特色的是黄河 以北的黄土、长江以南的红土、 黄河长江之间的老粘土 （胀缩性粘土和非胀缩胀 性的下蜀粘土）以及东南沿海的海洋土。这些“区域性土”有着不同于一般粘性 土的比较特殊的工程特性，

2、 如黄土的湿陷性、 红土的高强度、 粘土的胀缩性和海 洋土的高压缩性， 这是大家所熟知的。 但这些土是怎么形成的， 为什么有明显的 区域性，则它们与本地区的气候条件、其形成年代、组成成分、应力历史都密切 相关。本文将对各类 “区域性土” 的分布和工程特性形成以及影响因素加以简单 介绍。1粘土及其工程特性的介绍 土是由固体（矿物、岩石碎屑） 、水和气体组成的质地较松散的三相地质集 合体。固体颗粒、 水和气体之间的比例关系随着周围条件的变化而变化。 土固体 颗粒的大小、 成分及三项之间的比例关系， 反映出土的不同性质， 如干湿、松密、 轻重、软硬等等。 土的工程特性主要包括土的物理性质、土的水理性

3、质以及 土的力学性质。其中，土的物理性质是指土体的成分、结构、可塑性和击实性等 方面的特征。而表征这些物理性质的指标多种多样，如：天然重度、干重度、含 水量、孔隙度、含水比、相对密度、最大干密度等等。土的水理性质是指土的渗 透性、吸水或失水的胀缩性、浸水时的软化性和在水中的可溶性等方面的特征。 土的力学性质是指土在力的作用下变形和破坏特性， 通常用压缩系数、 压缩模量、 变形模量、泊松比、固结系数、粘聚力等指标来表示土的力学特性。2不同区域土为何具有不同的工程性质 无论是什么土，它们颗粒之间都存在着一定的“胶结联系” ，所不同的只是“胶结联 系”的材料性质和胶结强度有差异而已。有些土的“胶结联

4、系”很弱， 弱到在工程上可以忽略不计，这种土最常见，通常称之为一般粘性土。可是，某 些区域的土颗粒之间却存在着较多性质不同的 “胶结联系”，这种胶结联系的性 质可以分成水稳性、 非水稳性以及介于两者之间的性质。 水稳性的胶结材料主要 是微晶氧化铁（赤铁矿、针铁矿） ，非水稳性的胶结材料主要是微晶氯化钠和微 晶碳酸钙等，介于两者之间的主要是含水氧化铁（水铁矿）和粘粒 间的溶剂化 水膜等。胶结材料性质的不同，影响土颗粒“胶结联系”强度，从而直接影响土 的工程行为。如黄土的湿陷性， 就是在浸水条件下那些非水稳性微晶碳酸钙被慢 慢地溶解而减弱“胶结联系”强度，导致土体发生沉陷。又例如贵州的粘红土和 云

5、南的砂红土的工程性质也很不相同。 贵州粘红土的承载力基本上随着湿度的增 加而有所降低， 而云南砂红土的强度基本上不受湿度变化的影响。 这主要是前者 颗粒间胶结联系是含水氧化铁（水铁矿） ，而后者为微晶赤铁矿和赤铁矿。3土的形成过程及影响因素 不同的区域的土， 它的具体形成条件和过程也是不同的。 其中有以下几个重 要的影响因素：物质来源；物质搬运的动力；堆积环境；堆积过程的气 候条件；上覆土压力的变化情况；堆积持续时间。 土的物质起源于岩石的风化，物理风化影响土颗粒的大小， 化学风化影响土颗粒的矿物成分。 构成土结 构的是骨架颗粒， 一般为固体物质，这些物质无论它们是由于气候的强烈变化造 成的还

6、是冰川移动时生成的或其他地质营力 （风力、水力）的搬运过程中产生的， 这些都是物理风化的结果。构成土结构的“结构连结”的主要成分是粘土矿物、 微晶氧化物和溶剂化水膜， 它们都是固体物质在化学风化过程的产物。 当然大自 然不会分工得如此明确，常常是物理的和化学的风化同时或者前后交叉地进行。 不过随着区域气候条件的不同， 在发生风化的先后和程度上是不同的。 干旱而寒 冷的地区物理风化占优势， 土中固体物质颗粒的含量高一些， 粘土矿物、 游离的 微晶氧化物和溶剂化介质的含量就低一些；潮湿而炎热的地区化学风化占优势， 土中粘土矿物、 游离氧化物和溶剂化介质的含量就高， 而固体物质颗粒尤其是容 易分解的

7、碎屑矿物颗粒较少。这就说明“气候条件”这一因素对于形成“土的组 分”是非常重要的。 堆积后的“上覆土的压力”和“堆积持续时间”对于形成 “土结构”是有意义的。 土的组分在堆积起来之后， 并不是立即就形成工程意义 上的“土”，而是“松散堆积物”。在岩土工作者看来，颗粒之间没有任何胶结联 系，排列得十分疏松，孔洞大而多，这时并没有形成稳定的“土结构” 。在堆积 物逐渐增厚达到一个比较稳定的时期， 堆积物在当地的水热环境的作用下， 颗粒 之间逐渐产生一些“胶结联系” ，这时“松散堆积物”才算是初步形成“土” 。堆 积相对稳定以后的“土” ，继续受到土层增厚和当地气候条件的影响，承受着干 湿和冷热的交

8、替作用，粒间胶结物的集聚、沉淀和结晶，导致“本地化”结构连 结的生成，在这沉积周期形成相对稳定的土结构。4不同区域土的工程特性举例4.1黄土 黄土是一种特殊的第四纪陆相松散堆积物， 主要呈黄色和褐黄 色，颗粒成分以粉粒为主，天然黄土密度小、空隙率大、含水较小、塑性透水性 较强、抗水性较弱，其最大的特性就是湿陷性，其在分布上：黄土高原西北部的 粒度粗，东南部的粒度细，这是著名的地质学家刘东生发现的，也是“风成论” 的有力佐证。根据其颗粒的粗细可以把黄土划分为砂黄土、 粉黄土和粘黄土三带。 砂黄土和粉黄土地区的气候虽然比较干燥， 但还是有一定的化学风化作用， 除了 钠离子被淋溶随雨水流走外， 钾离

9、子一淋出就被分解的硅铝晶体吸收形成少量的 次生粘土矿物；这时大量的钙离子淋出后就地和空气中的二氧化碳形成微晶碳酸 钙，附着在骨架颗粒表面和粒间接触处成为“接触胶结连接”结构，这就是“湿 陷性黄土” 发生过程的特征。 可是在粘黄土地区， 这种微晶碳酸钙随着气候由西 北而东南变湿热， 钙离子再度从微晶碳酸钙淋出， 淀积在黄土层的底层， 这时“湿 陷性黄土”程度逐渐减弱，黄土的湿陷性也由强变弱。4.2红土 红土是指碳酸盐类岩石经强烈化学风化后形成的高塑性粘 土。其主要工程特性为：高塑性和分散性、高含水率、低密实率、强度较高压缩 性较低、具有明显的收缩性、膨胀性轻微。它广泛分布在我国云贵高原、四川东

10、部、两湖和两广北部一些地区， 是一种区域性特殊土。 但其不同区域性质也有所 差异，如贵州贵阳的粘红土的无侧限强度远比云南昆明的砂红土低得多。 可是决 定它们强度的游离氧化铁含量却相差不多， 贵州贵阳红土的颜色是棕黄的， 而昆 明红土的颜色却是深红的， 结合物化、 和现代仪器分析表明， 虽然两者的游离氧 化铁含量差不了多少，但其赋存状态却大不相同。前者大量以含水氧化铁赋存， 只含少量针铁矿；而后者则几乎都是以赤铁矿赋存，连针铁矿也很少有。显然， 这与贵阳的潮湿气候和昆明的干燥气候有关。4.3海洋土 海洋土是唯一与气候条件不直接相关的区域性土， 它们自南而北沿海分布。如果说黄土、红土和膨胀土是在陆

11、地上堆积的，一般来说它们是 不饱和的三相土，岩土力学学者称之为非饱和土；海洋土则是在海水或湖水中沉 积的，它们是饱和的二相土。太沙基的饱和固结理论，就是根据这类土发展起来 的。它们的工程性质也比较特殊，主要表现为强度特低和压缩变形特大。4.4膨胀土 膨胀土又称胀缩土，系指随含水量的增加而膨胀，随含水量的 减少而收缩，具有明显的膨胀和收缩特性的细粒土。 其一般工程性质为具有较大 的天然密度和干密度，含水量和孔隙率较小，其液限和塑性指数都较大，一般为 超压的细粒土，压缩性小，抗剪强度一般都比较高，遇水后则显著降低。其分布 广泛，如我国云南、广西、贵州、湖北、湖南、等地分布较多。二、了解岩土的分类和

12、性能1、岩土的工程分类4根据土方开挖的难易程度不同，可将土石分为八类，以便选择施工方法 和确定劳动量，为计算劳动力、机具及工程费用提供依据。(1)一类土：松软土主要包括砂土、粉土、冲积砂土层、疏松的种植土、淤泥(泥炭)等，坚实系数 为0.50.6，采用锹、锄头挖掘，少许用脚蹬。(2)二类土：普通土主要包括粉质黏土；潮湿的黄土；夹有碎石、卵石的砂；粉土混卵(碎)石；种 植土、填土等，坚实系数为0.60.8，用锹、锄头挖掘，少许用镐翻松。(3)三类土 ：坚土 主要包括软及中等密实黏土；重粉质黏土、砾石土；干黄土、含有碎石卵石的黄 土、粉质黏土；压实的填土等，坚实系数为 0.81.0，主要用镐，少许

13、用锹、 锄头挖掘，部分用撬棍。(4)四类土：砂砾坚土主要包括坚硬密实的黏性土或黄土； 含碎石卵石的中等密实的黏性土或黄土； 粗 卵石；天然级配砂石；软泥灰岩等，坚实系数为 1.01.5，整个先用镐、撬棍，后用锹挖掘，部分使用楔子及大锤。(5)五类土 ：软石主要包括硬质黏土；中密的页岩、泥灰岩、白垩土；胶结不紧的砾岩；软石灰及 贝壳石灰石等，坚实系数为1. 54.0，用镐或撬棍、大锤挖掘，部分使用爆破 方法。(6)六类土：次坚石主要包括泥岩、砂岩、砾岩；坚实的页岩、泥灰岩，密实的石灰岩；风化花岗岩、 片麻岩及正长岩等，坚实系数为 4.010,0，用爆破方法开挖，部分用风镐。(7)七类土 ：坚石主

14、要包括大理石；辉绿岩；玢岩；粗、中粒花岗岩；坚实的白云石、砂岩、砾岩、 片麻岩、石灰岩；微风化安山岩；玄武岩等，坚实系数为 10.018.0，用爆破 方法开挖。(8)八类土：特坚石主要包括安山岩；玄武岩；花岗片麻岩；坚实的细粒花岗岩、闪长岩、石英岩、 辉长岩、辉绿岩、玢岩、角闪岩等，坚实系数为 18.025.0以上，用爆破方法开挖。、岩土的工程性能岩土的工程性能主要是强度、弹性模量、变形模量、压缩模量、黏聚力、内摩擦 角等物理力学性能，各种性能应按标准试验方法经过试验确定。1. 内摩擦角： 土体中颗粒间相互移动和胶合作用形成的摩擦特性。 其数值为强度 包线与水平线的夹角。内摩擦角， 是土的抗剪

15、强度指标， 土力学上很重要的一个概念， 是工程设计的重 要参数。土的内摩擦角反映了土的摩擦特性。内摩擦角在力学上可以理解为块体在斜面上的临界自稳角， 在这个角度内， 块体 是稳定的；大于这个角度，块体就会产生滑动。利用这个原理，可以分析边坡的 稳定性。2土抗剪强度：是指土体抵抗剪切破坏的极限强度，包括内摩擦力和内聚力。 抗剪强度可通过剪切试验测定。当土中某点由外力所产生的剪应力达到土的抗剪强度、 发生了土体的一部分相对 于另一部分的移动时， 便认为该点发生了剪切破坏。 工程实践和室内试验都验证 了土受剪产生的破坏。 剪切破坏是强度破坏的重要特点， 所以强度问题是土力学 中最重要的基本内容之一。

16、3黏聚力：是在同种物质内部相邻各部分之间的相互吸引力，这种相互吸引力 是同种物质分子之间存在分子力的表现。 只有在各分子十分接近时 （ 小于 10-6cm） 才显示出来。 黏聚力能使物质聚集成液体或固体。 特别是在与固体接触的液体附 着层中，由于黏聚力与附着力相对大小的不同， 致使液体浸润固体或不浸润固体。4土的天然含水量：土中所含水的质量与土的固体颗粒质量之比的百分率，称 为土的天然含水量。 土的天然含水量对挖土的难易、 土方边坡的稳定、 填土的压 实等均有影响。5土的天然密度：土在天然状态下单位体积的质量，称为土的天然密度。土的 天然密度随着土的颗粒组成、 孔隙的多少和水分含量而变化， 不

17、同的土密度不同。6土的干密度：单位体积内土的固体颗粒质量与总体积的比值，称为土的干密 度。干密度越大，表明土越坚实。在土方填筑时，常以土的干密度控制土的夯实 标准。7土的密实度：是指土被固体颗粒所充实的程度，反映了土的紧密程度。8土的可松性：天然土经开挖后， 其体积因松散而增加， 虽经振动夯实， 仍不能完全恢复到原来的体积， 这种性质称为土的可松性。 它是挖填土方时， 计 算土方机械生产率、回填土方量、运输机具数量、进行场地平整规划竖向设计、 土方平衡调配的重要参数。三、岩石物理性质地球物理勘探 中所涉及的各类岩石和矿物的物理性质。 岩石的密度、 弹性波 传播速度、磁化率、电阻率、热导率、放射

18、性等 , 是形成各种地球物理场的基础。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 Q。矿物按其磁性的不同可分为 3 类：1、反磁性矿物 , 如石英、磷灰石、闪锌矿、方铅矿等。磁化率为恒量，负 值，且较小。2、顺磁性矿物，大多数纯净矿物都属于此类。磁化率为恒量 , 正值，也比 较小。3、铁磁性矿物 , 如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。磁化率不是恒量， 为正值，且相当大。也可认为这是顺磁性矿物中的一种特殊类型。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，橄榄石、辉长石、玄武岩等基性、超基性岩浆岩的磁

19、性最强；变 质岩次之；沉积岩最弱。1、岩浆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。铁磁性侵入岩的特点是 Q值一般小于 1。由接触交代作用而形成的岩石，Q值可达13,甚至更大。2、沉积岩的磁性主要也是由铁磁性矿物的含量决定的。分布最广的沉积岩 造岩矿物， 如石英、方解石、长石、石膏等，为反磁性或弱顺磁性矿物。 菱铁矿、 钛铁矿、黑云母等矿物之纯净者是顺磁性矿物； 含铁磁性矿物杂质者具有强顺磁 性。沉积岩的磁化率和天然剩余磁化强度值都比较小。3、变质岩的磁性是由其

20、原始成分和变质过程决定的。原岩为沉积岩的变质 岩，磁性一般比较弱； 原岩为岩浆岩的变质岩在变质作用相同时， 其磁性一般比 原岩为沉积岩的变质岩强。 大理岩和结晶灰岩为反磁性变质岩。 岩石变质后， 磁 性也发生变化。蛇纹石化的岩石磁性比原岩强；云英岩化、粘土化、绢云母化和 绿泥石化的岩石，磁性比原岩减弱。岩石磁性的各向异性是岩石的层状结构造成的。 磁化率高， 变质程度深的岩 石，磁各向异性很明显。褶皱区沉积岩的磁各向异性一般要比地台区的大。岩石的天然剩余磁化强度矢量是在岩石形成过程中， 按当时当地的地磁场方 向“冻结”下来的。这个矢量的指极性与现代地磁场方向一致的称为正极性。岩 石的年代愈古老，

21、 它的剩余磁化强度矢量的成分愈复杂。 岩石剩余磁性由各种天 然磁化过程形成。岩石在磁场中从居里点以上温度冷却时获得的剩余磁性称为热 剩余磁性；岩石中的铁磁性物质在磁场中由于磁粘滞性而获得的剩余磁性称粘滞 剩余磁性；沉积岩中的微小磁性颗粒在沉积过程中受磁场作用采取定向排列因而 获得的剩余磁性称为沉积剩余磁性； 沉积物中的铁矿物沉积后， 在磁场中经化学 变化而获得的剩余磁性称化学剩余磁性； 还有等温剩余磁性是常温下磁性物质在 磁场中获得的剩余磁性（见 岩石磁性 ）。岩石的剩余磁性是 古地磁学 赖以建立的 基础。岩石和矿物的磁性与温度、 压力有关系。 顺磁性矿物的磁化率与温度的关系 遵循居里定律。铁

22、磁性矿物的居里温度一般为 300700C，其磁化率一般随温度升高而增大（可达 50），至居里温度附近则迅速下降。铁磁性矿物的磁化率 与温度的关系有两种类型： 一为可逆型， 即在矿物加热和冷却过程中温度相同时 磁化率值相同，如纯磁铁矿、钛铁矿。另一种为不可逆型，即矿物加热和冷却过 程中温度相同时磁化率值不同， 如对升温不稳定的铁磁性矿物。 岩石加热时， 磁 化率也逐步升高，至200400E迅速下降。岩石的磁化率和磁化强度值都随压 力的增大而减小。密度和孔隙度 矿物的密度是由构成该矿物各元素的原子量和矿物的分子结构 决定的。 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.

23、23.5克/厘米3 （极少数达4.5克/厘米3）。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3.57.5克/厘 米 3。天然金属的密度最大。石油的密度是由其成分决定的。 年代老的石油一般有较小的密度。 地层水的 密度决定于水中溶解的物质。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。 影响岩浆岩的因素对于侵入岩和喷出岩来说是不同的。侵入岩的孔隙度很 小，其密度主要由化学成分决定。 从酸性到超基性， 随着二氧化硅含量的减少和 铁镁氧化物含量的增加 , 侵入岩的密度逐渐增大。 在金属矿区 , 岩石中金属矿物的 含量增高，岩石的密度就增大

24、。矿区花岗岩的密度有的就高达 2.7 克/厘米 3以 上。随着从酸性到超基性的过渡 , 由于硅铝含量减小， 铁镁含量增大 , 喷出岩的密 度也逐渐增大。 但喷出岩的孔隙度比侵入岩大， 其密度也就比相应的侵入岩的密 度小。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。 沉积岩的孔隙度变化较大， 一般为 235, 也有高达 50以上的。 石灰岩、白云岩、石膏等的孔隙度较小。沉积岩在压力作用下孔隙度变小，其密 度常随埋深和成岩作用的加深而增大。变质岩的密度主要决定于其矿物组成。变质岩的孔隙度很小，一般为 0.1 3, 很少有达 5的。岩石变质后密度的变化取决于变质

25、作用的性质。在区域变 质性质中， 绿片岩相岩石的密度一般比原岩小， 其他深变质相岩石的密度比原岩 大。在动力变质中，如构造应力较小，则变质岩的密度小于原岩；如果应力较大 因而引起再结晶时，则变质岩的密度等于或大于原岩。孔隙度较大的岩石即使矿物成分相同，由于其孔隙中所含物质的成分不同， 密度可以相差较大。 潜水面下水饱和的岩石密度就比干燥的岩石密度大。 岩石风 化后密度变小。 岩石的密度一般是随压力的增大而增大。 侵入岩在压力作用下密 度变化最大的是花岗岩，超基性岩最小。当压力为 20X 108帕时，花岗岩的密度 变化为 2 5，辉长岩为 2 3，超基性岩小于 2。弹性波传播速度纵波和横波在岩石

26、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。天然金属如金的波速最低，Vp为2.00公里/秒,Vs为1.18公里/秒；硅铝 矿物和无铁氧化矿物如黄玉、尖晶石、刚玉的 vp约为911公里/秒；金刚石 中Vp达18.3公里/秒。大多数造岩矿物的 Vp为5.507.50公里/秒。矿物中波的传播速度与矿物的密度有关， 对于主要造岩矿物， 如长石、 石英 等，波速一般随密度的增加而升高； 对于金属矿物和天然金属， 波速一般随密度 的增加而下降。云母、石墨等矿物弹性波速度的各向异性非常显著。 酸性岩石的造岩矿物如 正长石、石英等，vp般为5.706.25公里/秒；其暗色矿物如黑云母中的波

27、速较低。基性岩石的造岩矿物如角闪石、辉石， Vp大于7.0公里/秒。超基性岩中的造岩矿物例如橄榄石，Vp达8.0公里/秒以上。石油的超声波速度随密度和 压力的增大而增大，随温度的升高而减小。地层水的 VP随压力和矿化度的升高而增大；它也随温度的升高而增大，但当温度超过 80100C以后又随温度升高 而减小。岩石中的波速取决于其矿物成分和孔隙充填物的弹性。 岩浆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。岩浆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的变化那样显著。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

28、理面测量的波速大于垂直片理面测量的波速， 有时相差一 倍以上。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。 地面疏松土壤 和黄土的Vp最小，砂岩、页岩次之，碳酸盐类岩石的 Vp最大。孔隙为油、水所 饱和的岩石的波速比干燥岩石的波速大。 同一类沉积岩， 年龄较老或埋深较大的， 其波速也较大。压力增大时，岩石中的波速增大。电性 地球物理勘探中常用的岩石电性参数有电导率 (T或电阻率p，电容 率和极化率n。P。外电场为交变场时，电导率为频率的函数。在高频时，由于位移电流比较明 显，在低频和超低频时，由于某些岩石和矿石的激发极化电流比较明显， 使场与电流之间出现相位差，此时的电导率用复数表

29、示，而电阻率不再为电导率的倒数。 大多数岩石和矿石的电导率在欧姆定律关系式中是一常系数。 这类岩石和矿石称为欧姆导体。在一些各向异性的晶体和等离子体中，夕卜电场和电流的方向不一致， 此时物体的导电特性不能用欧姆定律来描述。 这类物体称为非欧姆导体，它们的 电导率为一张量。电法勘探中所用的电导率，一般是指定场或低频时不包含激发 极化作用而测定的标量值，习惯上常使用其倒数电阻率这个量。按导电特性不同，矿物可分为导体、半导体和介电体。一些金属（如自然金、 自然铜等）和石墨等属于导体（p Q10-610-5欧姆米）。多数金属硫化物和金 属氧化物属于半导体（p Q 10-6106欧姆米）。绝大多数造岩矿

30、物（石英、长 石、云母等）属于介电体（p 1（0欧姆米）。不同岩石和矿石的矿物组成、 结构构造、孔隙液含量和液体的性质都不相同，因此它们的电阻率值常相差很大， 有时可以相差20个数量级。同类岩石的电阻率值也常因孔隙液含量和液体含盐 浓度的增加或减小而明显降低或升高。这种变动能达 24个数量级。岩石和矿石的电阻率值随温度和压力的变化规律与矿物组分和结构构造有 关。电阻率一般随温度升高而下降；随压力的变化趋势常因岩石种类而异。 拉长 形矿物呈定向排列的岩石、矿石和层状岩层，其电阻率值常显现各向异性。电流 平行于矿物的拉长方向或岩层的层面时所测定的电阻率值 p t,常小于电流垂直于矿物的拉长方向或岩

31、层层面时所测定的电阻率值 p n。定义电阻率各向异性系数入闰- H。几种岩石的入值见表2。岩石和矿物的电容率&即为介电常数。在实用中为了方便，常采用无量纲参数相 对电容率k（= / o）， o为真空中电容率。电容率或相对电容率都是频率的函 数。在交变电场中，介质的电容率是复数。在各向异性的介质中，电容率是张量。面极化系数和极化率是激发极化法 （见电法勘探）所用的两个电性参数。当 电流流过岩石或矿体中的两相（孔隙溶液和导体）界面或通过岩石中含有溶液的 宽度不同的孔隙时，将产生电极极化或薄膜极化等电化学作用， 使两相界面附近， 随着充电时间增长逐渐积累新的电荷，产生超电压并渐趋饱和。这样形成的电场

32、 分布,称为激发极化场。该场在外电源断掉后，逐渐衰减为零。这个现象称为岩石或矿体的激发极化效应。 反映致密块状矿体与液体的界面上激发极化效应的参 数为面极化系数，它由下式定义：式中 V为超电压，V2和Vi分别为界面矿体一侧和含液体的围岩一侧的电位， n为矿体的外法线方向，比例系数屮称为面极化系数，单位为米或厘米。附图所 示为石墨样品在不同电流密度 j 0的外电流激发下，在通电时和断电后阳极和阴 极的超电压随时间变化的特征曲线。 实线和虚线分别代表石墨的阳极和阴极。 当 j 0的数值不大时， V随j。作线性变化，此时的面极化系数W为常数。当j 0较大 时， V与jo之间将出现非线性关系，面极化系数不再为常数，而且某些物体的阴 极极化和阳极极化的面极化系数可能出现明显的差异。 对于不同导体， 这种差异 的特点不同。在浸染型金属矿石或矿化岩石中， 金属矿物颗粒散布在整个体积中， 每个金 属颗粒都能发生激发极化效应。 因而在外电场作用下， 激发极化效应遍布整个矿 体或矿化体。 这种作用称