測量岩石可壓性方法

Ⅰ 岩石測量

岩石測量方法又稱原生暈測量，主要應用在固體礦產勘查領域。在長期的原生暈勘查實踐中，我國發現有很多礦床原生暈的軸(垂)向分帶出現「反常、反分帶現象」，用一次成礦或一個主成礦期形成的原生暈分帶理論無法解釋，由此困惑了化探專家多年，影響了原生暈方法找盲礦效果的進一步提高。1998年以來，針對許多金、銅礦床具有構造控礦的特徵，在原生疊加暈研究成果的基礎上，對岩石地球化學測量的采樣方法和資料處理方法進行了研究和革新，形成了「構造疊加暈法」。這種方法在膠東和秦嶺金礦以及湖北大冶銅金礦等深部盲礦預測中開展應用研究，取得良好的地質找礦效果。

隨著現代分析技術的進步，許多原來無法測試的礦床指示元素實現了精確測試，從而確定了一批新的原生暈指示元素。如放射性元素、礦化劑元素和鹵素等具有活動性強、長距離的遷移能力(其中鹵素元素F、I異常可指示深部500～700m的盲礦體)。確定這些元素異常與礦體的對應關系，對發現深部隱伏礦床具有重要意義。

岩石測量技術研究的方向是按照礦種礦床成礦類型，建立礦床地球化學勘查模型系列，用以指導新區找礦(區域地球化學異常評價)突破，發現新的資源基地和老礦區深部隱伏礦預測——實現外圍找礦突破，延長礦山服務年限。

Ⅱ 卸圍壓法測量岩石材料的泊松比系數

楊氏模量和泊松比是岩石材料的兩個重要的力學特性參數。通常都是在一定尺度、一定形狀的標准試樣上粘貼電阻應變片，利用材料力學試驗機進行單軸載入，測得軸向應力、軸向應變和側向應變之間的關系，從而確定這兩個參數。

岩石是非均質材料，岩樣各處的力學特性並不完全相同，而利用應變片只能測量岩樣圓柱側面局部位置的變形，不能代表岩樣的整體性質。應變片粘貼處岩樣的加工質量以及應變片自身的粘貼質量、方向等因素都會影響測量結果的准確性。此外利用應變片測量還增加了試驗環節，延長了准備時間。

6.4.1 泊松比的力學意義和卸圍壓測量方法

泊松比的原始定義是單軸壓縮中側向應變與軸向應變之比，通常也是利用這一定義來確定岩石材料的泊松比。但是從岩樣單軸壓縮得到的試驗數據確定泊松比，比確定楊氏模量更為困難，側向應變比軸向應力更早、更快地偏離與軸向應變的線性關系，「切線泊松比」幾乎一直處於增加之中，而「割線泊松比」也難於作出確切的選擇。某些岩樣在軸向應力達到強度的1/2左右時，岩樣體積開始增大（擴容）就充分表明了側向變形的增加之快。

然而，在實際力學問題中泊松比主要是用來表徵應力之間的平衡和變化關系。對地下岩體工程而言，岩石不僅是一種單純的材料，而且是一個復雜的應力-應變狀態的環境。岩體開挖是一種卸載的力學過程，即岩體的某一方面載荷或變形得以釋放；測量原岩應力時也是一個卸載過程。由於岩樣單軸載入試驗與岩體工程的實際情況完全不同，所以實驗室測得的泊松比不能令人滿意^［11］。

利用岩樣卸圍壓過程中的彈性變形階段軸壓與圍壓的關系，就可以確定泊松比而不需要測量岩樣的側向變形^［12］。廣義虎克定律

Eε₁=σ₁-2νσ₃ （6.4）

在降低圍壓時軸向變形保持恆定，即ε₁=const.對上式求導得

岩石的力學性質

對普通三軸試驗機，三軸載入後鎖緊液壓載入壓頭降低圍壓時，並不能完全保持岩樣的軸向變形恆定。在軸向應力變化時，岩樣與試驗機（主要是立柱）的變形量相同，但岩樣是壓縮變形，立柱拉伸變形。設試驗機鎖緊壓頭之後的剛度為K_S，那麼

岩石的力學性質

式中，L、A為岩樣的長度和截面積。對公式（6.4）求微分，並利用上式可得

岩石的力學性質

記K_R=EA/L為岩石試樣的彈性剛度，從而得到岩石材料的泊松比

岩石的力學性質

試驗機鎖緊壓頭之後的剛度可以在實驗室進行測定^［13］，它是試驗機的技術參數，通常都是知道的；而岩樣剛度可以由載入階段測得的楊氏模量計算。因此確定修正系數η在實際試驗中並不困難。

6.4.2 試驗結果

圖6-13是不同軸壓下大理岩試樣的卸圍壓過程，其中兩條點劃線曲線縱坐標軸在右側。顯然由於初期軸壓較高，在圍壓降到35～30MPa時，岩樣就開始屈服產生塑性變形，用來確定岩石的泊松比不合適。在初始軸壓較低的卸圍壓過程中，岩樣的軸向應力與圍壓具有很好的線性關系，所求得的泊松比有確定的值，離散性也較小。這與單軸載入過程中測得的泊松比不斷增加完全不同。

為了提高測量精度，在軸向應力低於其單軸抗壓強度160MPa下進行循環加卸圍壓試驗（圖6-14）。初次卸圍壓至30MPa以下時，岩樣出現了塑性變形；而在以後的加卸圍壓過程中，由於岩樣中強度較低的材料已經屈服，所以變形基本是可以重復的彈性變形。

圖6-13 不同軸壓下的卸圍壓試驗

圖6-14 低軸壓下循環加卸圍壓的試驗

利用公式（6.5）確定大理岩的泊松比ν=0.16～0.18。

圖6-15是粉砂岩試樣循環加卸圍壓的軸向應力變化曲線。由於卸圍壓初期軸向壓力較高，所以岩樣屈服產生塑性變形。而以後的加卸圍壓過程基本上是可重復的線性變形（兩次循環共降低了5MPa）。與此相似，岩樣應力峰值之前軸向卸載，再次載入時比例極限提高。粉砂岩試樣的泊松比ν=0.25～0.27。

圖6-15 粉砂岩試樣循環加卸圍壓的試驗

圖6-16 花崗岩試樣的卸圍壓試驗

圖6-16是花崗岩試樣在不同軸壓下（均低於單軸抗壓強度）的卸圍壓試驗結果。利用伺服控制，保持軸向變形在卸圍壓過程中不變，從而可以根據公式（6.7）確定花崗岩的泊松比ν=0.15～0.16。這一數值與利用比例載入試驗，測量環向變形而計算得到的結果一致，參見第4章中4.7節。

6.4.3 討論

真實岩體總是處於一定的應力狀態，岩石力學需要研究的是岩石材料對應力變化的響應。因此實驗室測量的岩石力學參數應與此相適應。應力從零逐步載入的狀態在岩體工程中實際上是不存在的。此外，利用載入過程測量泊松比，除要測量軸向應力、應變之外，還需測量環向變形，遠不如卸圍壓試驗方法便利。

與通常提供的岩石材料泊松比數值（大理岩0.06～0.35；花崗岩0.17～0.36）^［14］相比，利用卸圍壓試驗測得的數值偏低，大致相當於岩樣彈性變形階段的初始切線泊松比。顯然卸圍壓過程沒有受到岩樣側向塑性變形的影響，這正是其優點所在。

如果具備普通三軸試驗機，推薦採用三軸載入後固定岩樣軸向變形的卸圍壓試驗，利用公式（6.5）或（6.7）來確定泊松比。這樣測得的參數能夠反映岩樣對應力變化的整體反應。

Ⅲ 測定岩石年齡的放射性方法

測定岩石和礦物年齡的方法隨著科學與技術的發展將越來越多，如今通常用於測定岩石年齡的放射性方法主要有下面幾種：

1.銣-鍶法

在推導式（3-19）時，假設t=0時，衰變中間產物皆為零；但實際的情況並非如此，若假定岩礦形成時D=D₀，有

D=D₀+P（e^λt—1） （3-20）

上式中有兩個未知數是D₀和t，所以僅僅知道D/P的比值還不能求出岩石的年齡。

對於Rb-Sr的衰變系統，式（3-20）可以寫成

固體地球物理學概論

⁸⁷Sr表示t=0時的錦含量。在錦的同位素中，⁸⁶Sr不是放射性產物，其數量不變，所以可用其他同位素與⁸⁶Sr的比值。式（3-21）可寫成

固體地球物理學概論

式（3-22）中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值可以用質譜儀測量求得，Rb與Sr的比值可以用化學方法分析得出，⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr和（e^λt—1）為兩個待定的數。在同一岩石樣品中，有許多不同化學成分的礦物，它們的⁸⁷R b/⁸⁶Sr和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr皆不相同，但是它們形成的歷史相同，且⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr和（e^λt—1）亦相同。因此，測量同一岩石中的不同礦物，或是測量自同一岩漿中分異出來的一套岩石，畫出它們的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr⁸⁷R b/⁸⁶Sr圖，可得一條等時線，它的截距值為⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr ，斜率為（e^λt—1）≈λt，根據斜率求得t的值，即為樣品的年齡（圖3-1）。

圖3-1 錦同位素的等時線

應用這種方法，要求得很准確的斜率（e^λt—1）比較困難。因為在大多數情況下，e^λt近似於1，所以斜率的誤差會對年齡計算的精度影響很大。

為了求解式（3-22）中的未知量，可使用同齡直線的辦法來求取。它的基本原理是：在同一類岩石樣品中，其所含礦物成分是有很大差異的，故其放射性元素含量可能不同，因而式（3-22）中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值可能也不同。由於它們形成的歷史相同，即原始Sr含量和衰變年齡相同，故此⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值，應能很好地滿足式（3-22）所示的線性關系。

據此，若把這些⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值，用直角坐標系表徵，應為一條直線，該直線與⁸⁷Sr/⁸⁶Sr軸的截距即為該樣品的⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr，該直線的斜率為（e^λt—1）。這條直線稱為同齡直線，截距稱為同位素初生比，由斜率算出的年齡稱為初生年齡（圖3-2）。

圖3-2 同齡直線示意圖

由於用同齡直線法計算年齡，需要准確的斜率。令斜率為K，則

K=e^λt—1

故此

固體地球物理學概論

為了得到准確的斜率K，對所用數據採用最小二乘法，做直線擬合，可以得到較好的結果。

同齡直線法又稱等時線法。不僅在鉚-錦法中，而且在鉀-氬法中和鈾-鉛法中，也得到廣泛應用。鉚-錦法的優點在於它的衰變系統為固體-固體，不包含氣體，因此母核與其他產物不易流失。其缺點在於地殼中鉚的含量較低，它只存在於雲母和長石等較少礦物中；而且它的半衰期很長（半衰期長為：488×10⁸a），難於測定較年輕的岩石。通常用它測定前寒武紀的岩石以及隕石的年齡。用該方法測得的岩石樣品年齡，是估計地球年齡的重要依據。

2.鉀-氬法

自表32可知，⁴⁰K可以衰變為⁴⁰Ca或是⁴⁰Ar，即鉀的衰變有兩種方式：

⁴⁰K+e→⁴⁰Ar+γ+X_射線

⁴⁰K→⁴⁰Ca+β^-

上式表示⁴⁰K可以通過俘獲k軌道上的一個電子（e）衰變成⁴⁰Ar；也可以通過放出核內的一個粒子（β^-）衰變成⁴⁰Ca。這兩個分支在自然界中都存在。因為非放射性產物⁴⁰Ca與放射性產物的⁴⁰Ca常在一起，無法測定放射性產物⁴⁰Ca的含量，因此鉀-鈣系統不宜用於測定礦物的年齡。

由於兩個分支同時存在，即使採用鉀-氬分支，也要考慮鉀-鈣分支的影響，這種影響主要表現在：所測出的鉀是兩個分支衰變後的剩餘鉀，需要從中計算出鉀-氬分支的那一部分；而且，因為鉀的衰變有兩個方式，衰變常數就不應當是一個，而是兩個之和。這樣一來，年齡計算基本公式（3-11）要改寫成為

固體地球物理學概論

其中：λ_β為⁴⁰K衰變為⁴⁰Ca的衰變系數；λ_e為⁴⁰K衰變為⁴⁰Ar的衰變系數；⁴⁰Ar/⁴⁰K為現·2·4在放射性的⁴⁰Ar與⁴⁰K原子數目的比值。

岩漿岩剛形成時的⁴⁰Ar含量是微不足道的，因此可以直接用公式（3-24）來測定礦物的年齡。但是在後來的歷史中，礦物中有些⁴⁰Ar可能逃逸，因此所測的年齡偏小；而在另外某些礦物中，可能附著外來的⁴⁰Ar，使得測量不準。雖然如此，這種方法亦有它的優點。首先是含鉀的礦物較多（如長石、雲母等），因此它可以廣泛使用；而且由於它的半衰期短（12.5×10⁸a），可以用來測定較新（比如10⁵a）礦物的年齡以及岩漿岩和變質岩的年齡。有時也用這種方法測定隕石的年齡，但是准確度很差。

實際上，氬的丟失和過剩是十分嚴重的。引起氬丟失的主要因素是受熱，有人估計，在常溫下雲母類礦物尚能保持封閉系統，而在100℃下，就成為氬的開放系統了。由於氬的嚴重丟失，將造成鉀-氬年齡嚴重偏低。造成氬過剩的主要原因是當地殼下部和上地幔的岩漿運移上涌時，將那裡的放射性鉀衰變而成的氬置於結晶或重結晶礦物中，並攜帶到地面。過剩氬的存在，使用鉀-氬法測定的年齡可能高到難以置信的程度。

有一個非常有趣的事情：地震波對礦物的影響，可導致嚴重去氬。在核爆炸區，當岩石承受地震波壓力達（3～4）×10¹⁰Pa時，用鉀-氬法測定出的年齡將降低25%。由此推論，在地震活動區，古地震的頻繁發生，將影響鉀-氬年齡的測定；反之，可以由鉀-氬年齡的嚴重偏低，尋找遠古地震區（張少泉，1986）。

3.鈾-鉛法

²³⁸U、²³⁵U以及²³²Th的衰變均曾用於測定礦物或隕石的年齡，特別是鈾的衰變，曾廣泛用於地質年代的測定，並取得了重要的成果。鈾可以衰變為鉛，同時產生氦。但是氦氣容易逃逸，因此現在幾乎完全不用鈾-氦系統來測定年齡。

利用²⁰⁶Pb/²³⁸U，²⁰⁷Pb/²³⁵U以及²⁰⁸Pb/²³²Th的比值均能測量礦物的年齡，如果它們的結果都能彼此符合，則以²⁰⁶Pb/²³⁸U為縱坐標，相應的²⁰⁷Pb/²³⁵U為橫坐標，畫出的曲線稱為整合線，如圖3-3所示。但是實際的結果常非如此，觀測所得的²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U數值有時不在整合線上，而在較整合線為低的線上，這是因為後來產生的鉛由於擴散或變質略有減少的緣故。假設P、Q等點為在同一岩石中所測得的數值，聯結這些數值的曲線稱為不整合線。它和整合線的交點R表示鉛沒有損失時的年齡（Yorketal.，1972）。在一般情況下，都是畫出不整合線，自它和整合線的交點來求礦物的年齡。

採用鋯石所得的年齡結果與整合線很接近（Catanzaro，1968）。鋯石是許多岩石的副礦物，測量結果表明，它幾乎是鈾鉛的封閉系統，少量的鈾原子取代了鋯，它所產生的鉛被晶體或顆粒所俘獲，因此在後來的變質過程中，不受損失。

為避免測量鈾-鉛的比值，而測量同位素的比值，由

固體地球物理學概論

可以求得t的數值。²³⁵U/²³⁸U為0.00752；λ₂₃₅=0.9722，λ₂₃₈=0.1537，單位為（10^—9a^—1）。

如果原始礦物中含有²⁰⁶Pb₀、²⁰⁷Pb₀，因為在鉛同位素中²⁰⁴Pb不是放射性產物，因此與鉚-錦法相似，可以寫出

固體地球物理學概論

固體地球物理學概論

圖3-3 鉛-鈾的整合線和不整合線

由式（3-26）、式（3-27）兩個平行方程求出的岩石年齡可以互相檢驗。

自式（3-26）、式（3-27）兩式可以得到

固體地球物理學概論

式（3-28）中的²³⁵U/²³⁸U是個常數，它等於0.00725，因此兩個括弧內的數值皆為常數。假定t年前，一套岩石樣品中的同位素已達到均勻，而且在後來歷史中保持不變，這樣能夠畫出²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的關系曲線，時間t可自它的斜率求得（圖3-4）。

圖3-4 不同鉛礦所測得

²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb關系曲線

這種方法稱為鉛-鉛法，它只需要測量鉛的同位素比值，而無須測量鉛和鈾的比值。

鉛的形成歷史雖然復雜，但是在鉛-鉛法中需要測量的比值都是化學成分相同的同位素，因此能夠消除許多誤差，它對於研究地球年齡及其演化有很好的效果（Kanasewich，1968）。

4.¹⁴C測定法

¹⁴C測定法是一個比較成熟的方法。它的測量范圍可達（6～7）×10⁴a，主要對象是含碳酸鹽的岩石、有機質、生物遺體等。現在，它不僅用於研究第四紀地質，如冰川的進退、階地的形成、海平面升降、火山活動等，而且還用於考古（包括考古地震學和人類學）的研究（張少泉，1986）。但這個方法的量程太小，不能用於地球年齡的研究。

在大氣層中約1600m高度處，¹⁴N受到宇宙線的沖擊而產生¹⁴C，游離態¹⁴C的存活期僅5a左右，然後與氧結合，形成化合態¹⁴CO₂，並通過循環進入生物圈。¹⁴C是放射性元素，以不變速率發生衰變。由於生物的新陳代謝，總不斷地與大氣和海洋進行物質交換，使得生物體中含有一定量的¹⁴C。在交換中，生物體內的穩定性碳（C）與放射性碳（¹⁴C）的比例恆定；但當生物體死亡，或被沉積物覆蓋後，外界輸入的¹⁴C已停止，而生物體內或沉積層內的¹⁴C依然按指數規律衰變，從而改變放射性碳與穩定性碳的比值¹⁴C/C，故測量生物化石或木頭中的¹⁴C含量，便可以確定生物死亡即停止交換的年代。

放射性碳的衰變方式為

固體地球物理學概論

其衰變規律為

¹⁴C=¹⁴C₀e^—λt（329）

式中¹⁴C₀是停止交換時所含¹⁴C的數量。它可以由大氣中¹⁴C的含量確定。式中¹⁴C是停止交換後經過t時間所剩餘的¹⁴C數量。式中λ為衰變常數，λ^—1=T_1/2/0.693。在第＋一屆國際¹⁴C會議（1982年6月西雅圖召開）上決定，仍然採用T_1/2=5568a，且以1950年為計算起點。將λ值代入式（3-29），可得

t=8033·ln（₁₄C₀/¹⁴C） （3-30）

顯然，只要利用儀器測出¹⁴C和¹⁴C₀，即可得出相應的年齡t；其中¹⁴C₀為大氣中¹⁴C含量，通常取1g現代碳每分鍾的放射性衰變次數為13.6次（相當於0.2Bq放射性強度）。嚴格說，這個數值並不能完全代表生物停止交換時的¹⁴C含量。因為21世紀以來，燃煤、液化氣、汽車廢氣排放和核爆炸等污染，已經較大地改變了大氣中¹⁴C₀/¹⁴C的比值（特別是城市和廠礦區），的取值。據估計，因¹⁴C₀取值可能使¹⁴C法測定年齡產生10%的偏差。從而影響¹⁴C₀

¹⁴C方法測定年齡的原理並不復雜，主要困難在於實驗技術。其中包括用於制樣及純化的高真空系統和探測裝置。目前國際上小型氣體正比計數器和加速器質譜儀這兩方面的探測裝置發展較快。因為這兩種裝置，僅需要幾毫克到100mg的碳樣品就可以完成¹⁴C年齡的測定。例如，中國社會科學院考古研究所等單位，對舉世聞名的長沙馬王堆漢墓和河北滿城漢墓中的棺木進行放射性年齡測定，所得¹⁴C年齡與考古年齡相當一致（表3-4）（中國社會科學院考古研究所，1983）。

必須指出：由於¹⁴C的半衰期很短，因此只能用於測量小於4萬年的化石年齡。

表3-4¹⁴C年齡與考古年齡對比

Ⅳ 要獲取岩石物理力學參數需要做哪些實驗，大概一共

岩土工程施工中,使用鑽掘設備鑽進不同的岩石表現出來的鑽進難易程度是極為明顯的。為了有效的破碎岩石,至為重要的問題是應對岩石可鑽性能的實質進行深入研究,做出正確的判斷,從而進行科學的岩石可鑽性分級。 國內外的專家學者對岩石力學性質可鑽性的研究,一直是關注的,並進行了大量的工作。這是由於岩石可鑽性的劃分,不僅是作為制定生產定額的依據,而且是合理選擇鑽頭結構和鑽進工藝的基礎。但是影響岩石可鑽性的因素很多,所以至今岩石可鑽性的分級工作還沒有得到圓滿解決。隨著現代化的科學化的要求,要對岩石可鑽性做出精確可靠的觀測,仍需要繼續做大量的試驗研究工作。 1岩石可鑽性分級的研究和試驗方法 岩石可鑽性是反映鑽進破碎岩石的難易程度,是岩石物理力學性質在鑽進過程中的綜合表現。岩石可鑽性指標是在某種規定的指標下,以量來表示岩石破碎的難易程度。它受岩石物理力學性質的影響,是隨鑽進條件、測試條件、碎岩工具類型、鑽進規程等變化而變化的量。岩石可鑽性分級是根據岩石本身固有的抗鑽能力的大小,結合不同碎岩方式,對岩石可鑽性做出的定量劃分。 國內外在研究岩石可鑽性方面,進行了大量的工作,研製了多種測定岩石可鑽性的儀器和方法,歸納起來:「測岩石力學性質法」、「能量法」、「現場實鑽法」、「室內微鑽」四種類型。為了定量地描述岩石可鑽性,究競確定那種方法和那些指標表示岩石可鑽性呢?經研究分析認為,岩石可鑽性是由岩石自身的內在本質所決定。岩石可鑽性是岩石用鑽進來破碎這一基本特點相聯系。否則,不能稱為可鑽性,只能稱為一般的物理力學性質。

Ⅳ 一般可以用什麼的方法來測量岩石的軟硬度 比岩石更硬的物體可以在岩石什麼的

自然界常見的10種礦物作為標准,將硬度分為1度到10度十個等級,
稱為摩斯硬度計(摩氏硬度計)：
滑石1,石膏2,方解石3,螢石4,磷灰石5,正長石6,石英7,黃玉8,剛玉9,金剛石10.
說一個石頭的硬度是4,說明它的硬度和螢石相當；
瑪瑙硬度是6.5,說明它的硬度介於正長石和石英之間（比正長石大且比石英小）.用摩氏硬度標准描述硬度,
只有1、1.5、2、2.5…9、9.5、10,總共19個數.而不應該有6.4或者7.8這樣的數.
兩個礦物的相對硬度大小,是用相互刻劃的方法來測試的.如果礦物A將礦物B劃破留下劃痕,就說明礦物A的硬度大於礦物B.那麼「礦物A將礦物B劃破留下劃痕」,是如何操作和確認的呢? 如果打算用已知硬度的石頭A去刻劃被測試石頭B,應該使用石頭A的一個尖端,來用力刻劃石頭B的一個相對平展面（比如幾毫米尺寸）,並觀察劃痕.如果B的平面被劃出凹槽,則說明A的硬度大於B.
有時刻劃過後雖然出現了痕跡,但卻不一定能判斷是被刻劃面出現凹槽還是刻劃尖端受損留下的痕跡.這時需要用手指輕輕擦拭痕跡,再仔細觀察是否仍能看到痕跡甚至凹槽.
注意,刻劃時即使A的尖端受損,也不能據此判斷A的硬度就小於B,還是要根據劃痕的特徵來判斷：如果被刻劃面上留下劃痕,則判斷A的硬度大.
下面介紹一點硬度測試的經驗：如果測試尖端的硬度明顯大於被測試的面的硬度,刻劃時會感到明顯的阻力,並劃出明顯凹槽；
如果被測試面的硬度很大且比較光滑時,刻劃時會感到打滑、吃不上勁.還有一個情況需要注意：有些石頭表面打了油蠟,這會對硬度測試的操作有影響,因為油蠟容易導致打滑.
這時需要刻劃用的尖端更加尖銳才好操作. 也可用一些簡便的隨身物件來測試硬度：
指甲2.5,鑰匙3左右,玻璃5.5,鋼刀刃6.5.
測試過的一些奇石的硬度情況如下：太湖石3,靈壁石3-3.5,軒轅石4,都安石4,金海石6-7,九龍璧6-7,三江彩卵6.5-7,大化石6-7,蠟石6.5-7,沙漠漆（碧玉）6.5,瑪瑙6.5. 絕大多數造岩礦物的硬度在7以下,
個別岩石中也可能含有少量硬度大於7的礦物（比如剛玉、黃玉、綠柱石等）,但不是奇石的主要成分,因此石頭的硬度一般不會超過（可以達到）7.所以,凡是聲稱岩石類奇石的硬度超過7的,基本是不可信的.

Ⅵ 岩石可鑽性的分級

在一定的技術工藝條件下，岩石按被鑽頭破碎的難易程度的分級。根據鑽進方法的不同，岩石可鑽性分別有岩心鑽探的岩石可鑽性、手動回轉鑽進的岩石可鑽性、螺旋鑽進的岩石可鑽性、鋼絲繩沖擊鑽進的岩石可鑽性、沖擊振動鑽進的岩石可鑽性和石油鑽井的岩石可鑽性等。中國冶金工程鑽探採用岩心鑽探的岩石可鑽性。岩心鑽探的岩石可鑽性分為12級。為1958年中國地質部頒布的《岩石十二級分級表》，此表是以對於在規定的設備、工具和技術規程的條件下進行實際鑽進所獲得的大量資料的統計分析為定級基礎的。隨著對岩石物理力學性質的深入研究、測試技術方法和儀器的進步、鑽探設備和工藝技術的發展，為適應金剛石鑽探工藝應用的需要，並使岩石可鑽性分級更趨科學、准確、合理，1984年中國地質礦產部頒布了《金剛石岩心鑽探岩石可鑽性分級表》。該分級表採用了以岩石壓入硬度為主，同時考慮擺球回彈次數、塑性系數、微鑽速度和聲波穿透速度等的綜合分級法，將岩石仍分為12級，列為以壓入硬度、擺球硬度和統計效率為指標的(表2)、以微鑽速度為指標的(表3)和以聲波穿透速度為指標的分級表。實際應用時互相參照，使岩石可鑽性定級更符合實際情況。

Ⅶ 如何使用單軸壓縮試驗法測定岩石的變形性質

搬走它的壓縮他的驗證碼，他的特警，他的顏值，他的變形的性質，還是非常廣泛的，並且任何信任，然後給他帶來一種更好的幫助。

Ⅷ 岩石物性分析

岩石物性分析是利用三維三分量地震資料開展岩性鑒別、儲層預測、含氣性識別的基礎。通常在進行全波屬性應用前，都需要通過岩心的彈性參數測定、儲集參數測定或通過全波測井資料和常規測井的結合，研究不同岩性、儲層品質、含流體狀況下彈性參數的變化情況和分布規律。

一般情況下，需要通過鑽取的岩心，進行常溫、常壓及變溫、變壓條件下岩石物性參數測試，得到儲層常溫、常壓和變溫、變壓條件下的縱橫波速度、動靜彈性模量、品質因子等大量的岩石物理參數測定結果。

岩心分析、測井處理及儲層薄片顯微鏡下鑒定等成果，可以確定儲層的主要類型。如，四川盆地新場地區須家河組二段有效儲層主要有三類:孔隙型、裂縫－孔隙型、裂縫型。研究表明:裂縫型、裂縫－孔隙型儲層基質孔隙度普遍低於4%，大部分樣品孔隙度低於3%;基質滲透率小於0.1×10^－3μm²(見圖6.1.1)。孔隙型儲層孔隙度一般高於4%，須家河組尚有一些大於6%孔隙度的儲層，被認為是緻密環境中相對較好的儲層。

圖6.1.2 儲層岩石物理特徵

Ⅸ 岩石力學的研究方法有哪些，有什麼區別

岩石力學的研究方法主要是：科學實驗和理論分析。科學實驗包括室內試驗、野外試驗和原型觀測（監控）。室內試驗一般分為岩塊（或稱岩石材料，即不包括明顯不連續面的岩石單元）試驗和模型試驗（主要是地質力學模型試驗和大工程模擬試驗）。野外試驗和原型觀測是在天然條件下，研究包括有不連續面的岩體的性狀，是岩石力學研究的重要手段，也是理論研究的主要依據。理論分析是對岩石的變形、強度、破壞准則及其在工程上的應用等課題進行探討。在這方面，長期以來沿用彈性理論、塑性理論和鬆散介質理論進行研究。由於岩石力學性質十分復雜，所以這些理論的適用范圍總是有限的。近年來，雖然發展了一些新的理論（如非連續介質理論），但都不夠成熟。1960年代以來，數值分析方法和大型電子計算機的應用給岩石力學的發展創造了有利條件。用這種方法和計算設備可以考慮岩石的非均質性，各向異性，應力－應變的非線性和流變性，粘、彈、塑性，等等。但是由於當前岩石力學的試驗方法較落後，還無法為計算提供准確的參數及合適的邊界條件，使計算技術的應用受到影響。
在研究中，一般應注意以下三個基本問題：①岩石是一種復雜的地質介質，研究工作都須在地質分析，尤其是在岩體結構分析的基礎上進行；②研究岩石力學的電要目的是解決工程實際問題，由於在工程實踐中岩石力學涉及地球物理學、構造地質學、實驗技術、計算技術、施工技術等學科，因此有關學科的研究人員以及工程勘測設計，施工人員的密切合作至關重要；③岩石性質十分復雜，目前使用的理論和方法還不能完全描述自然條件，因此強調在現場對岩石的性狀進行原型觀測，並利用獲得的資料驗證或修改理論分析結果和設計方案。對工程實踐而言，岩體中的非連續面和軟弱夾層往往是控制岩體穩定的主導因素。它們的力學特性，特別是流變性及其對建築物的影響，日益受到重視。

Ⅹ 觀察岩石的方法有哪些，可以從哪幾個方面進行

1、肉眼觀察：就是用眼睛去看岩石，觀察內容包括顏色（表面風化後顏色和斷開面新鮮顏色）、結構、構造、顆粒或礦物成分及大致含量。

2、顯微鏡觀察：特別是顆粒非常細的岩石，肉眼無法看出有什麼礦物，顯微鏡下可以用不同放大倍數來觀察，確定礦物組成及每種礦物的含量，確定礦物顆粒的大小與形狀、岩漿岩和變質岩中礦物的自行結晶程度或沉積碎屑岩中顆粒的磨圓度等。

可以從岩石的：顏色、礦物成分及含量、結構、構造、蝕變、礦化、風化產物、特殊結構、構造方面觀察。

(10)測量岩石可壓性方法擴展閱讀：

岩石按其成因主要分為火成岩（岩漿岩）、沉積岩和變質岩三大類。整個地殼中，火成岩大約佔95%，沉積岩只有不足5%，變質岩最少。不過在不同的圈層，三種岩石的分布比例相差很大。地表的岩石中有75%是沉積岩，火成岩只有25%。距地表越深，則火成岩和變質岩越多。地殼深部和上地幔，主要由火成岩和變質岩構成。火成岩占整個地殼體積的64.7%，變質岩佔27.4%，沉積岩佔7.9%。其中玄武岩和輝長岩又佔全部火成岩的65.7%，花崗岩和其他淺色岩約佔34%。