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1、岩土的分类和性能岩土的分类和性能 编辑整理：尊敬的读者朋友们：这里是精品文档编辑中心，本文档内容是由我和我的同事精心编辑整理后发布的，发布之前我们对文中内容进行仔细校对，但是难免会有疏漏的地方，但是任然希望（岩土的分类和性能）的内容能够给您的工作和学习带来便利。同时也真诚的希望收到您的建议和反馈，这将是我们进步的源泉，前进的动力。本文可编辑可修改，如果觉得对您有帮助请收藏以便随时查阅，最后祝您生活愉快 业绩进步，以下为岩土的分类和性能的全部内容。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
2、、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，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
3、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
4、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
5、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
6、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
7、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
8、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
9、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
10、。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
11、。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
12、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、
13、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.o，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。
14、010,0,用爆破方法开挖，部分用风镐。(7)七类土：坚石主要包括大理石；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。2、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
15、包线与水平线的夹角.内摩擦角，是土的抗剪强度指标，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
16、容之一.3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，不同的土密度不同。6土的干密度
17、: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
18、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
19、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
20、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，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
21、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。铁磁性矿物的居里温度一般为300700，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
22、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200400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2.23.5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
23、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.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
24、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0.13%，很少有达5的.岩石变质后密度的变化取决于变质作用的性质。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
25、。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20108帕时，花岗岩的密度变化为 25,辉长岩为23,超基性岩小于2。 弹性波传播速度纵波和横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。 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，
26、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一般为5.706。25公里秒；其暗色矿物如黑云母中的波速较低。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80100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
27、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 或电阻率,电容率和
28、极化率. 在外电场恒定时，岩石和矿物的电导率 一般为常数，其倒数即为电阻率。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，外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
29、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（10-610-5欧姆米）。多数金属硫化物和金属氧化物属于半导体（10-6106欧姆米）。绝大多数造岩矿物（石英、长石、 云母等）属于介电体（106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
30、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t，常小于电流垂直于矿物的拉长方向或岩层层面时所测定的电阻率值 n.定义电阻率各向异性系数=。几种岩石的值见表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（=/0），0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
31、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v1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j0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
32、阳极和阴极.当j0的数值不大时，v 随j0作线性变化,此时的面极化系数为常数。当j0较大时，v与j0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。这种作用称为体积极化。反映体积极化作用强弱的无量纲参数是极化率：设e1为没有激发极化效应时外加于矿体或岩石的一次电场，e2为矿体或岩石在一次电场作用下产生的激发极化场，则有 =【e2/(e1+e2)】100%
33、，极化率也有类似于面极化系数的时间特性和非线性效应,但极化率随时间变化较快,出现非线性的电流密度也比较大.不含导电矿物的岩石一般不出现非线性现象。含矿岩石的极化率要比不含矿的大得多。在结构构造相同的同类含矿岩石中，随着导电矿物体积含量(v）的增加,极化率开始明显增大，渐趋于某一极大值。极化率在很大程度上受着结构构造的控制。此外，极化率还与温度和孔隙液含盐浓度等因素有关。岩石或矿石中有拉长形导电矿物，当其呈定向排列时，这种岩石或矿石的极化率有明显的各向异性. 几种岩石和矿石的极化率 。热学性质在地球物理工作中常用的热学参数是热导率。矿物的热导率以金属矿物为最高.喷出岩造岩矿物的热导率低于副矿物的
34、热导率.变质岩的造岩矿物如红柱石、蓝晶石的热导率高于侵入岩造岩矿物的热导率。大多数矿物的热导率都显示各向异性. 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。27时空气的热导率为0.03瓦米度；0时的水为0.56瓦米度；冰为2.23瓦米度；石油为0。14瓦米度。孔隙度增高时热导率下降。当温度和压力升高时，空气的热导率显著增大。 岩浆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,火山熔岩的热导率最小。变质岩的热导率一般在2。0瓦米度以上，石英岩高达7.
35、6瓦米度。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。沉积岩中热导率最低的是疏松饱水深海沉积。大陆沉积中的可燃性有机岩如泥煤、褐煤、炭质油页岩等,热导率较低。陆源泥质沉积的热导率也比较低,且随沉积的固结程度而变。致密或结晶的碳酸盐岩类和石英质岩类的热导率较高。砾石砾岩粉砂岩泥岩系列中，组成岩石的颗粒越小，热导率越低。 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,特别是温度升至473k700k时,热导率降低很快。在室温下，压力升高，沉积岩的热导率增大，最大的增值可达0.44瓦米度.当压力从零升至 100大气压时,热导率变化最大.压力再升高，则热导率变化不大,
36、或趋于一常数。 放射性天然放射性勘探方法所依据的是岩石和矿石中放射性元素成分和含量的差别。放射性矿物如铀矿等的放射性元素含量最高,锆石等稀有副矿物和磁铁矿等金属矿物次之,绝大多数造岩矿物的放射性元素含量都比较低。岩石的放射性元素含量以岩浆岩和变质岩为最高,沉积岩次之。岩浆岩中，按超基性、基性、中性、酸性的顺序，放射性元素含量逐渐增加。 人工放射性勘探方法中最重要的参数是元素的热中子俘获截面。氢、锂等元素的热中子俘获截面较小；镉、钆等元素的热中子俘获截面较大,钍、铀等元素的热中子俘获截面次之。四、岩体风化程度的判别1。岩体风化的基本特征 在各种风化营力作用下，岩石所发生的物理和化学变化过程称为岩
37、石风化.其中影响岩石风化的风化营力主要是太阳热能、水溶液（地表、地下及空气中的水）、空气（氧气及二氧化碳等）及生物有机体等。同时按照风化营力的类型及引起岩石变化的方式,风化作用可以分为物理风化、化学风化和生物风化三种. 与原岩相比风化使岩石发生了一系列的变化从工程地质的角度出发，这些变化主要有以下几点：岩体结构构造发生变化，即其完整性遭到削弱和破坏;岩石矿物成分和化学成分发生变化，岩石工程地质性质恶化。 风化后的岩石在工程建筑上的优良性质削弱了,不良性质则增加了，使工程地质条件大为恶化。 2。岩石风化的判别 岩石风化程度的划分及工程特性研究，对于大型水利水电工程、高层建筑、道路桥梁等工程建基面
38、的选择以及地基基础设计施工方案的确定起着关键性作用，对评价围岩的稳定和边坡工程亦具有重要意义。 影响岩石风化的因素有很多其中最主要的有气候、岩性、地质构造、地形地貌和一些其他的因素。岩石的风化往往不是单因子作用的结果，而是由多种因素所共同控制的。 目前,岩石风化程度划分多采用工程地质定性评价方法,从岩石颜色、次生矿物的发生、节理裂隙发育情况、机械破碎程度、风化深度、以及岩石的物理、力学和水理性质变化等方面综合分析确定。关于岩石风化程度的定量评价，目前常采用的是对岩体工程地质性质比较敏感的一些物理力学性质指标,通过室内或现场测试岩石物理力学性质单项或综合指标进行风化程度分带。由于岩石类型的千差万
39、别，影响岩石风化因素复杂,各种岩石风化速度和风化后形态的变化也各异。因此，很难建立岩石风化程度划分的统一、定量的标准。岩石风化程度划分应当采用定性描述和定量指标相结合的方法，两者互为印证以积累利用定量指标划分岩石风化程度的经验。 2 2。1 岩石颜色 风化程度不同的岩石，在外观上首先表现为颜色的差异。如有的原岩新鲜时为灰绿色，风化后，在风化壳剖面由上往下则变为，黄绿色、黄褐色、棕红色、红色，这是从整体看的.从局部或某一色彩来看,颜色的变化程度也有所不同有的仅沿岩石的裂隙面发生变化，有的仅部分岩体发生变化，有的则全部岩体均发生变化。风化越厉害颜色越浅，随着风化作用的进行长石被风化,只剩下无色的石
40、英,而花岗岩中的长石是肉红色的钾长石和红色的正长石。中风化和强风化花岗岩的颜色应该都是暗灰色的,微风化是红褐色。2。2 次生矿物的发生不同矿物的抗风化能力是不同的。岩石中那些不稳定的矿物总是首先风化变异，当风化作用持续进行时,稍稳定的、稳定的矿物才顺次开始发生风化，这时不稳定的矿物可能已经变得面目全非了.即使同一矿物在不同的风化阶段所形成的新矿物也不一样。此外,化学风化在不同时期其主要作用的化学反应是不同的.因此,在风化壳的不同部位，具有不同的矿物共生组合，根据具体条件下风化岩石中矿物的共生组合规律，可作为岩石风化程度的判别依据。天荒坪坝址区的流纹质品屑熔结凝灰岩中的主要品屑成份为钾长石其含量
41、在20左右,粒径为0。10。5mm。钾长石在风化过程中,逐渐分解为粘土类的次生矿物.在衡量长石的次生变化程度时,可采用次生蚀变率，它是指风化长石的体积百分含量.具体确定次生蚀变率时，首先估计标本薄片中风化长石的面积其次估计风化长石的厚薄。由于长石风化后粘土中吸收了氧化铁的成份,所以长石表面的明暗程度、红褐色调的变化以及正交偏光镜下的光学特性就成了长石风化厚度的分析依据.2.3 节理裂隙发育情况 岩石在其形成过程中以及后期的地质作用下往往不可避免的会产生许多的节理和裂隙。一方面,这些节理裂隙作为岩体的软弱面容更易受到风化作用的影响，成为风化作用的突破口以及风化最强烈的部位。另一方面,风化作用又会
42、进一步的扩大发展这些岩体的节理和裂隙，又为更深入的风化创造条件。比如物理风化中的冰劈作用。 风化裂隙是岩石风化程度的一个重要判别标志。这种微裂隙具有无方向性、 不规则发育、延伸性差、多被氧化铁充填等特点。对强风化带岩样进行显微镜下观察，发现裂隙很发育，密集程度高,呈网状或树枝状，被红褐色氧化铁充填，在弱风化带，风化裂隙发育差，密集程度较低，局部充填氧化铁,在微风化带，这种裂隙偶尔可见，氧化铁只见点状浸染.风化作用形成的这种裂隙和构造断裂产生的细微裂隙成因不同，且后者通常被次生石英及方解石充填。2.4 机械破碎程度岩体的破碎程度反映了岩体的风化程度.随着岩石风化程度的加深，完整坚硬的岩体逐渐破碎
43、成块石、碎石、砂粒、粉粘粒。同样的，通过岩体的机械破碎程度可以初步的判断出岩体的风化程度。在极地和沙漠地区,由于气候干冷，化学风化的作用不大，岩石易破碎为棱角状的碎屑.最典型的例子，是将矗立于干燥的埃及已35个世纪并保存完好的克列奥帕特拉花岗岩尖柱塔,搬移到空气污染严重的纽约城中心公园之后，仅过了75年就已面目全非.地势起伏大的山区，风化产物易被外力剥蚀而使基岩裸露,加速风化.山坡的方向涉及到气候和日照强度，如山体的向阳坡日照强，雨水多,而山体的背阳坡可能常年冰雪不化,显然岩石的风化特点差别较大。2。5 风化深度风化作用往往会在岩石表面形成一层风化壳往往越靠近原岩部分风化程度就越弱.同时,对于
44、同一种岩石,这种风化壳的厚度越大,即风化深度越大岩体的风化程度就越大.风化深度是石窟等石质文物稳定性、耐久性评价和保护方案制定的重要依据之一.本文在定性观察的基础上，利用环境磁学便携式磁化率仪对云冈石窟风化砂岩进行了现场风化程度无损探测，提出了云冈石窟片状风化砂岩风化程度定量分级标准,并探测了云冈石窟龙王庙沟西侧崖壁砂岩的风化深度。认为云冈石窟片状风化砂岩风化程度分为5级，云冈石窟片状风化砂岩在风化退质过程中磁化率值具有先升高后降低的特征。龙王庙沟西侧崖壁水平钻孔zk3、zk6处砂岩的风化深度分别为400mm和570mm，相应的风化速度为0。26350 -0。26882mm/a和0。37549
45、0。38306mm/a,离沟口直线距离对此处砂岩的风化具有控制作用.风化的主要影响因素是武周山南崖壁的卸荷裂隙十分发育，它不仅导致石窟寺岩体边坡的失稳，也为水的入渗和渗流,石雕表面盐类的运移和积聚提供了良好的通道,更进一步加速了石雕文物的风化.建议对武周山南崖壁表面岩体进行防风化处理，并修建保护性窟檐以减小风化营力的作用。2.6 物理、力学及水理性质变化风化岩石水理性质及物理性质的变化是原岩矿物成分和结构变化的综合反映. 在风化壳剖面上,由上到下这些性质变化的趋势是：（1)孔隙性和压缩性由大到小；（2）吸水性由强到弱；（3）声波速度由小到大；（4）强度由低到高.花岗岩就可以用力学指标去判定其它的大多数还是以经验判定。主要还是根据各类岩石岩性其风化后所表现出的各种特征来判定。在江西南昌，以泥质粉砂岩为主其强风化就表现出泥土状及碎片状，强度很低，手可折断;中风化,裂隙较发育,层面多见fe、me质，而
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