测量岩石可压性方法

Ⅰ 岩石测量

岩石测量方法又称原生晕测量，主要应用在固体矿产勘查领域。在长期的原生晕勘查实践中，我国发现有很多矿床原生晕的轴(垂)向分带出现“反常、反分带现象”，用一次成矿或一个主成矿期形成的原生晕分带理论无法解释，由此困惑了化探专家多年，影响了原生晕方法找盲矿效果的进一步提高。1998年以来，针对许多金、铜矿床具有构造控矿的特征，在原生叠加晕研究成果的基础上，对岩石地球化学测量的采样方法和资料处理方法进行了研究和革新，形成了“构造叠加晕法”。这种方法在胶东和秦岭金矿以及湖北大冶铜金矿等深部盲矿预测中开展应用研究，取得良好的地质找矿效果。

随着现代分析技术的进步，许多原来无法测试的矿床指示元素实现了精确测试，从而确定了一批新的原生晕指示元素。如放射性元素、矿化剂元素和卤素等具有活动性强、长距离的迁移能力(其中卤素元素F、I异常可指示深部500～700m的盲矿体)。确定这些元素异常与矿体的对应关系，对发现深部隐伏矿床具有重要意义。

岩石测量技术研究的方向是按照矿种矿床成矿类型，建立矿床地球化学勘查模型系列，用以指导新区找矿(区域地球化学异常评价)突破，发现新的资源基地和老矿区深部隐伏矿预测——实现外围找矿突破，延长矿山服务年限。

Ⅱ 卸围压法测量岩石材料的泊松比系数

杨氏模量和泊松比是岩石材料的两个重要的力学特性参数。通常都是在一定尺度、一定形状的标准试样上粘贴电阻应变片，利用材料力学试验机进行单轴加载，测得轴向应力、轴向应变和侧向应变之间的关系，从而确定这两个参数。

岩石是非均质材料，岩样各处的力学特性并不完全相同，而利用应变片只能测量岩样圆柱侧面局部位置的变形，不能代表岩样的整体性质。应变片粘贴处岩样的加工质量以及应变片自身的粘贴质量、方向等因素都会影响测量结果的准确性。此外利用应变片测量还增加了试验环节，延长了准备时间。

6.4.1 泊松比的力学意义和卸围压测量方法

泊松比的原始定义是单轴压缩中侧向应变与轴向应变之比，通常也是利用这一定义来确定岩石材料的泊松比。但是从岩样单轴压缩得到的试验数据确定泊松比，比确定杨氏模量更为困难，侧向应变比轴向应力更早、更快地偏离与轴向应变的线性关系，“切线泊松比”几乎一直处于增加之中，而“割线泊松比”也难于作出确切的选择。某些岩样在轴向应力达到强度的1/2左右时，岩样体积开始增大（扩容）就充分表明了侧向变形的增加之快。

然而，在实际力学问题中泊松比主要是用来表征应力之间的平衡和变化关系。对地下岩体工程而言，岩石不仅是一种单纯的材料，而且是一个复杂的应力-应变状态的环境。岩体开挖是一种卸载的力学过程，即岩体的某一方面载荷或变形得以释放；测量原岩应力时也是一个卸载过程。由于岩样单轴加载试验与岩体工程的实际情况完全不同，所以实验室测得的泊松比不能令人满意^［11］。

利用岩样卸围压过程中的弹性变形阶段轴压与围压的关系，就可以确定泊松比而不需要测量岩样的侧向变形^［12］。广义虎克定律

Eε₁=σ₁-2νσ₃ （6.4）

在降低围压时轴向变形保持恒定，即ε₁=const.对上式求导得

岩石的力学性质

对普通三轴试验机，三轴加载后锁紧液压加载压头降低围压时，并不能完全保持岩样的轴向变形恒定。在轴向应力变化时，岩样与试验机（主要是立柱）的变形量相同，但岩样是压缩变形，立柱拉伸变形。设试验机锁紧压头之后的刚度为K_S，那么

岩石的力学性质

式中，L、A为岩样的长度和截面积。对公式（6.4）求微分，并利用上式可得

岩石的力学性质

记K_R=EA/L为岩石试样的弹性刚度，从而得到岩石材料的泊松比

岩石的力学性质

试验机锁紧压头之后的刚度可以在实验室进行测定^［13］，它是试验机的技术参数，通常都是知道的；而岩样刚度可以由加载阶段测得的杨氏模量计算。因此确定修正系数η在实际试验中并不困难。

6.4.2 试验结果

图6-13是不同轴压下大理岩试样的卸围压过程，其中两条点划线曲线纵坐标轴在右侧。显然由于初期轴压较高，在围压降到35～30MPa时，岩样就开始屈服产生塑性变形，用来确定岩石的泊松比不合适。在初始轴压较低的卸围压过程中，岩样的轴向应力与围压具有很好的线性关系，所求得的泊松比有确定的值，离散性也较小。这与单轴加载过程中测得的泊松比不断增加完全不同。

为了提高测量精度，在轴向应力低于其单轴抗压强度160MPa下进行循环加卸围压试验（图6-14）。初次卸围压至30MPa以下时，岩样出现了塑性变形；而在以后的加卸围压过程中，由于岩样中强度较低的材料已经屈服，所以变形基本是可以重复的弹性变形。

图6-13 不同轴压下的卸围压试验

图6-14 低轴压下循环加卸围压的试验

利用公式（6.5）确定大理岩的泊松比ν=0.16～0.18。

图6-15是粉砂岩试样循环加卸围压的轴向应力变化曲线。由于卸围压初期轴向压力较高，所以岩样屈服产生塑性变形。而以后的加卸围压过程基本上是可重复的线性变形（两次循环共降低了5MPa）。与此相似，岩样应力峰值之前轴向卸载，再次加载时比例极限提高。粉砂岩试样的泊松比ν=0.25～0.27。

图6-15 粉砂岩试样循环加卸围压的试验

图6-16 花岗岩试样的卸围压试验

图6-16是花岗岩试样在不同轴压下（均低于单轴抗压强度）的卸围压试验结果。利用伺服控制，保持轴向变形在卸围压过程中不变，从而可以根据公式（6.7）确定花岗岩的泊松比ν=0.15～0.16。这一数值与利用比例加载试验，测量环向变形而计算得到的结果一致，参见第4章中4.7节。

6.4.3 讨论

真实岩体总是处于一定的应力状态，岩石力学需要研究的是岩石材料对应力变化的响应。因此实验室测量的岩石力学参数应与此相适应。应力从零逐步加载的状态在岩体工程中实际上是不存在的。此外，利用加载过程测量泊松比，除要测量轴向应力、应变之外，还需测量环向变形，远不如卸围压试验方法便利。

与通常提供的岩石材料泊松比数值（大理岩0.06～0.35；花岗岩0.17～0.36）^［14］相比，利用卸围压试验测得的数值偏低，大致相当于岩样弹性变形阶段的初始切线泊松比。显然卸围压过程没有受到岩样侧向塑性变形的影响，这正是其优点所在。

如果具备普通三轴试验机，推荐采用三轴加载后固定岩样轴向变形的卸围压试验，利用公式（6.5）或（6.7）来确定泊松比。这样测得的参数能够反映岩样对应力变化的整体反应。

Ⅲ 测定岩石年龄的放射性方法

测定岩石和矿物年龄的方法随着科学与技术的发展将越来越多，如今通常用于测定岩石年龄的放射性方法主要有下面几种：

1.铷-锶法

在推导式（3-19）时，假设t=0时，衰变中间产物皆为零；但实际的情况并非如此，若假定岩矿形成时D=D₀，有

D=D₀+P（e^λt—1） （3-20）

上式中有两个未知数是D₀和t，所以仅仅知道D/P的比值还不能求出岩石的年龄。

对于Rb-Sr的衰变系统，式（3-20）可以写成

固体地球物理学概论

⁸⁷Sr表示t=0时的锦含量。在锦的同位素中，⁸⁶Sr不是放射性产物，其数量不变，所以可用其他同位素与⁸⁶Sr的比值。式（3-21）可写成

固体地球物理学概论

式（3-22）中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值可以用质谱仪测量求得，Rb与Sr的比值可以用化学方法分析得出，⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr和（e^λt—1）为两个待定的数。在同一岩石样品中，有许多不同化学成分的矿物，它们的⁸⁷R b/⁸⁶Sr和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr皆不相同，但是它们形成的历史相同，且⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr和（e^λt—1）亦相同。因此，测量同一岩石中的不同矿物，或是测量自同一岩浆中分异出来的一套岩石，画出它们的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr⁸⁷R b/⁸⁶Sr图，可得一条等时线，它的截距值为⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr ，斜率为（e^λt—1）≈λt，根据斜率求得t的值，即为样品的年龄（图3-1）。

图3-1 锦同位素的等时线

应用这种方法，要求得很准确的斜率（e^λt—1）比较困难。因为在大多数情况下，e^λt近似于1，所以斜率的误差会对年龄计算的精度影响很大。

为了求解式（3-22）中的未知量，可使用同龄直线的办法来求取。它的基本原理是：在同一类岩石样品中，其所含矿物成分是有很大差异的，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。由于它们形成的历史相同，即原始Sr含量和衰变年龄相同，故此⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值，应能很好地满足式（3-22）所示的线性关系。

据此，若把这些⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值，用直角坐标系表征，应为一条直线，该直线与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr轴的截距即为该样品的⁸⁷Sr₀/⁸⁶Sr，该直线的斜率为（e^λt—1）。这条直线称为同龄直线，截距称为同位素初生比，由斜率算出的年龄称为初生年龄（图3-2）。

图3-2 同龄直线示意图

由于用同龄直线法计算年龄，需要准确的斜率。令斜率为K，则

K=e^λt—1

故此

固体地球物理学概论

为了得到准确的斜率K，对所用数据采用最小二乘法，做直线拟合，可以得到较好的结果。

同龄直线法又称等时线法。不仅在铆-锦法中，而且在钾-氩法中和铀-铅法中，也得到广泛应用。铆-锦法的优点在于它的衰变系统为固体-固体，不包含气体，因此母核与其他产物不易流失。其缺点在于地壳中铆的含量较低，它只存在于云母和长石等较少矿物中；而且它的半衰期很长（半衰期长为：488×10⁸a），难于测定较年轻的岩石。通常用它测定前寒武纪的岩石以及陨石的年龄。用该方法测得的岩石样品年龄，是估计地球年龄的重要依据。

2.钾-氩法

自表32可知，⁴⁰K可以衰变为⁴⁰Ca或是⁴⁰Ar，即钾的衰变有两种方式：

⁴⁰K+e→⁴⁰Ar+γ+X_射线

⁴⁰K→⁴⁰Ca+β^-

上式表示⁴⁰K可以通过俘获k轨道上的一个电子（e）衰变成⁴⁰Ar；也可以通过放出核内的一个粒子（β^-）衰变成⁴⁰Ca。这两个分支在自然界中都存在。因为非放射性产物⁴⁰Ca与放射性产物的⁴⁰Ca常在一起，无法测定放射性产物⁴⁰Ca的含量，因此钾-钙系统不宜用于测定矿物的年龄。

由于两个分支同时存在，即使采用钾-氩分支，也要考虑钾-钙分支的影响，这种影响主要表现在：所测出的钾是两个分支衰变后的剩余钾，需要从中计算出钾-氩分支的那一部分；而且，因为钾的衰变有两个方式，衰变常数就不应当是一个，而是两个之和。这样一来，年龄计算基本公式（3-11）要改写成为

固体地球物理学概论

其中：λ_β为⁴⁰K衰变为⁴⁰Ca的衰变系数；λ_e为⁴⁰K衰变为⁴⁰Ar的衰变系数；⁴⁰Ar/⁴⁰K为现·2·4在放射性的⁴⁰Ar与⁴⁰K原子数目的比值。

岩浆岩刚形成时的⁴⁰Ar含量是微不足道的，因此可以直接用公式（3-24）来测定矿物的年龄。但是在后来的历史中，矿物中有些⁴⁰Ar可能逃逸，因此所测的年龄偏小；而在另外某些矿物中，可能附着外来的⁴⁰Ar，使得测量不准。虽然如此，这种方法亦有它的优点。首先是含钾的矿物较多（如长石、云母等），因此它可以广泛使用；而且由于它的半衰期短（12.5×10⁸a），可以用来测定较新（比如10⁵a）矿物的年龄以及岩浆岩和变质岩的年龄。有时也用这种方法测定陨石的年龄，但是准确度很差。

实际上，氩的丢失和过剩是十分严重的。引起氩丢失的主要因素是受热，有人估计，在常温下云母类矿物尚能保持封闭系统，而在100℃下，就成为氩的开放系统了。由于氩的严重丢失，将造成钾-氩年龄严重偏低。造成氩过剩的主要原因是当地壳下部和上地幔的岩浆运移上涌时，将那里的放射性钾衰变而成的氩置于结晶或重结晶矿物中，并携带到地面。过剩氩的存在，使用钾-氩法测定的年龄可能高到难以置信的程度。

有一个非常有趣的事情：地震波对矿物的影响，可导致严重去氩。在核爆炸区，当岩石承受地震波压力达（3～4）×10¹⁰Pa时，用钾-氩法测定出的年龄将降低25%。由此推论，在地震活动区，古地震的频繁发生，将影响钾-氩年龄的测定；反之，可以由钾-氩年龄的严重偏低，寻找远古地震区（张少泉，1986）。

3.铀-铅法

²³⁸U、²³⁵U以及²³²Th的衰变均曾用于测定矿物或陨石的年龄，特别是铀的衰变，曾广泛用于地质年代的测定，并取得了重要的成果。铀可以衰变为铅，同时产生氦。但是氦气容易逃逸，因此现在几乎完全不用铀-氦系统来测定年龄。

利用²⁰⁶Pb/²³⁸U，²⁰⁷Pb/²³⁵U以及²⁰⁸Pb/²³²Th的比值均能测量矿物的年龄，如果它们的结果都能彼此符合，则以²⁰⁶Pb/²³⁸U为纵坐标，相应的²⁰⁷Pb/²³⁵U为横坐标，画出的曲线称为整合线，如图3-3所示。但是实际的结果常非如此，观测所得的²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U数值有时不在整合线上，而在较整合线为低的线上，这是因为后来产生的铅由于扩散或变质略有减少的缘故。假设P、Q等点为在同一岩石中所测得的数值，联结这些数值的曲线称为不整合线。它和整合线的交点R表示铅没有损失时的年龄（Yorketal.，1972）。在一般情况下，都是画出不整合线，自它和整合线的交点来求矿物的年龄。

采用锆石所得的年龄结果与整合线很接近（Catanzaro，1968）。锆石是许多岩石的副矿物，测量结果表明，它几乎是铀铅的封闭系统，少量的铀原子取代了锆，它所产生的铅被晶体或颗粒所俘获，因此在后来的变质过程中，不受损失。

为避免测量铀-铅的比值，而测量同位素的比值，由

固体地球物理学概论

可以求得t的数值。²³⁵U/²³⁸U为0.00752；λ₂₃₅=0.9722，λ₂₃₈=0.1537，单位为（10^—9a^—1）。

如果原始矿物中含有²⁰⁶Pb₀、²⁰⁷Pb₀，因为在铅同位素中²⁰⁴Pb不是放射性产物，因此与铆-锦法相似，可以写出

固体地球物理学概论

固体地球物理学概论

图3-3 铅-铀的整合线和不整合线

由式（3-26）、式（3-27）两个平行方程求出的岩石年龄可以互相检验。

自式（3-26）、式（3-27）两式可以得到

固体地球物理学概论

式（3-28）中的²³⁵U/²³⁸U是个常数，它等于0.00725，因此两个括号内的数值皆为常数。假定t年前，一套岩石样品中的同位素已达到均匀，而且在后来历史中保持不变，这样能够画出²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的关系曲线，时间t可自它的斜率求得（图3-4）。

图3-4 不同铅矿所测得

²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb关系曲线

这种方法称为铅-铅法，它只需要测量铅的同位素比值，而无须测量铅和铀的比值。

铅的形成历史虽然复杂，但是在铅-铅法中需要测量的比值都是化学成分相同的同位素，因此能够消除许多误差，它对于研究地球年龄及其演化有很好的效果（Kanasewich，1968）。

4.¹⁴C测定法

¹⁴C测定法是一个比较成熟的方法。它的测量范围可达（6～7）×10⁴a，主要对象是含碳酸盐的岩石、有机质、生物遗体等。现在，它不仅用于研究第四纪地质，如冰川的进退、阶地的形成、海平面升降、火山活动等，而且还用于考古（包括考古地震学和人类学）的研究（张少泉，1986）。但这个方法的量程太小，不能用于地球年龄的研究。

在大气层中约1600m高度处，¹⁴N受到宇宙线的冲击而产生¹⁴C，游离态¹⁴C的存活期仅5a左右，然后与氧结合，形成化合态¹⁴CO₂，并通过循环进入生物圈。¹⁴C是放射性元素，以不变速率发生衰变。由于生物的新陈代谢，总不断地与大气和海洋进行物质交换，使得生物体中含有一定量的¹⁴C。在交换中，生物体内的稳定性碳（C）与放射性碳（¹⁴C）的比例恒定；但当生物体死亡，或被沉积物覆盖后，外界输入的¹⁴C已停止，而生物体内或沉积层内的¹⁴C依然按指数规律衰变，从而改变放射性碳与稳定性碳的比值¹⁴C/C，故测量生物化石或木头中的¹⁴C含量，便可以确定生物死亡即停止交换的年代。

放射性碳的衰变方式为

固体地球物理学概论

其衰变规律为

¹⁴C=¹⁴C₀e^—λt（329）

式中¹⁴C₀是停止交换时所含¹⁴C的数量。它可以由大气中¹⁴C的含量确定。式中¹⁴C是停止交换后经过t时间所剩余的¹⁴C数量。式中λ为衰变常数，λ^—1=T_1/2/0.693。在第＋一届国际¹⁴C会议（1982年6月西雅图召开）上决定，仍然采用T_1/2=5568a，且以1950年为计算起点。将λ值代入式（3-29），可得

t=8033·ln（₁₄C₀/¹⁴C） （3-30）

显然，只要利用仪器测出¹⁴C和¹⁴C₀，即可得出相应的年龄t；其中¹⁴C₀为大气中¹⁴C含量，通常取1g现代碳每分钟的放射性衰变次数为13.6次（相当于0.2Bq放射性强度）。严格说，这个数值并不能完全代表生物停止交换时的¹⁴C含量。因为21世纪以来，燃煤、液化气、汽车废气排放和核爆炸等污染，已经较大地改变了大气中¹⁴C₀/¹⁴C的比值（特别是城市和厂矿区），的取值。据估计，因¹⁴C₀取值可能使¹⁴C法测定年龄产生10%的偏差。从而影响¹⁴C₀

¹⁴C方法测定年龄的原理并不复杂，主要困难在于实验技术。其中包括用于制样及纯化的高真空系统和探测装置。目前国际上小型气体正比计数器和加速器质谱仪这两方面的探测装置发展较快。因为这两种装置，仅需要几毫克到100mg的碳样品就可以完成¹⁴C年龄的测定。例如，中国社会科学院考古研究所等单位，对举世闻名的长沙马王堆汉墓和河北满城汉墓中的棺木进行放射性年龄测定，所得¹⁴C年龄与考古年龄相当一致（表3-4）（中国社会科学院考古研究所，1983）。

必须指出：由于¹⁴C的半衰期很短，因此只能用于测量小于4万年的化石年龄。

表3-4¹⁴C年龄与考古年龄对比

Ⅳ 要获取岩石物理力学参数需要做哪些实验，大概一共

岩土工程施工中,使用钻掘设备钻进不同的岩石表现出来的钻进难易程度是极为明显的。为了有效的破碎岩石,至为重要的问题是应对岩石可钻性能的实质进行深入研究,做出正确的判断,从而进行科学的岩石可钻性分级。 国内外的专家学者对岩石力学性质可钻性的研究,一直是关注的,并进行了大量的工作。这是由于岩石可钻性的划分,不仅是作为制定生产定额的依据,而且是合理选择钻头结构和钻进工艺的基础。但是影响岩石可钻性的因素很多,所以至今岩石可钻性的分级工作还没有得到圆满解决。随着现代化的科学化的要求,要对岩石可钻性做出精确可靠的观测,仍需要继续做大量的试验研究工作。 1岩石可钻性分级的研究和试验方法 岩石可钻性是反映钻进破碎岩石的难易程度,是岩石物理力学性质在钻进过程中的综合表现。岩石可钻性指标是在某种规定的指标下,以量来表示岩石破碎的难易程度。它受岩石物理力学性质的影响,是随钻进条件、测试条件、碎岩工具类型、钻进规程等变化而变化的量。岩石可钻性分级是根据岩石本身固有的抗钻能力的大小,结合不同碎岩方式,对岩石可钻性做出的定量划分。 国内外在研究岩石可钻性方面,进行了大量的工作,研制了多种测定岩石可钻性的仪器和方法,归纳起来:“测岩石力学性质法”、“能量法”、“现场实钻法”、“室内微钻”四种类型。为了定量地描述岩石可钻性,究竞确定那种方法和那些指标表示岩石可钻性呢?经研究分析认为,岩石可钻性是由岩石自身的内在本质所决定。岩石可钻性是岩石用钻进来破碎这一基本特点相联系。否则,不能称为可钻性,只能称为一般的物理力学性质。

Ⅳ 一般可以用什么的方法来测量岩石的软硬度 比岩石更硬的物体可以在岩石什么的

自然界常见的10种矿物作为标准,将硬度分为1度到10度十个等级,
称为摩斯硬度计(摩氏硬度计)：
滑石1,石膏2,方解石3,萤石4,磷灰石5,正长石6,石英7,黄玉8,刚玉9,金刚石10.
说一个石头的硬度是4,说明它的硬度和萤石相当；
玛瑙硬度是6.5,说明它的硬度介于正长石和石英之间（比正长石大且比石英小）.用摩氏硬度标准描述硬度,
只有1、1.5、2、2.5…9、9.5、10,总共19个数.而不应该有6.4或者7.8这样的数.
两个矿物的相对硬度大小,是用相互刻划的方法来测试的.如果矿物A将矿物B划破留下划痕,就说明矿物A的硬度大于矿物B.那么“矿物A将矿物B划破留下划痕”,是如何操作和确认的呢? 如果打算用已知硬度的石头A去刻划被测试石头B,应该使用石头A的一个尖端,来用力刻划石头B的一个相对平展面（比如几毫米尺寸）,并观察划痕.如果B的平面被划出凹槽,则说明A的硬度大于B.
有时刻划过后虽然出现了痕迹,但却不一定能判断是被刻划面出现凹槽还是刻划尖端受损留下的痕迹.这时需要用手指轻轻擦拭痕迹,再仔细观察是否仍能看到痕迹甚至凹槽.
注意,刻划时即使A的尖端受损,也不能据此判断A的硬度就小于B,还是要根据划痕的特征来判断：如果被刻划面上留下划痕,则判断A的硬度大.
下面介绍一点硬度测试的经验：如果测试尖端的硬度明显大于被测试的面的硬度,刻划时会感到明显的阻力,并划出明显凹槽；
如果被测试面的硬度很大且比较光滑时,刻划时会感到打滑、吃不上劲.还有一个情况需要注意：有些石头表面打了油蜡,这会对硬度测试的操作有影响,因为油蜡容易导致打滑.
这时需要刻划用的尖端更加尖锐才好操作. 也可用一些简便的随身物件来测试硬度：
指甲2.5,钥匙3左右,玻璃5.5,钢刀刃6.5.
测试过的一些奇石的硬度情况如下：太湖石3,灵壁石3-3.5,轩辕石4,都安石4,金海石6-7,九龙璧6-7,三江彩卵6.5-7,大化石6-7,蜡石6.5-7,沙漠漆（碧玉）6.5,玛瑙6.5. 绝大多数造岩矿物的硬度在7以下,
个别岩石中也可能含有少量硬度大于7的矿物（比如刚玉、黄玉、绿柱石等）,但不是奇石的主要成分,因此石头的硬度一般不会超过（可以达到）7.所以,凡是声称岩石类奇石的硬度超过7的,基本是不可信的.

Ⅵ 岩石可钻性的分级

在一定的技术工艺条件下，岩石按被钻头破碎的难易程度的分级。根据钻进方法的不同，岩石可钻性分别有岩心钻探的岩石可钻性、手动回转钻进的岩石可钻性、螺旋钻进的岩石可钻性、钢丝绳冲击钻进的岩石可钻性、冲击振动钻进的岩石可钻性和石油钻井的岩石可钻性等。中国冶金工程钻探采用岩心钻探的岩石可钻性。岩心钻探的岩石可钻性分为12级。为1958年中国地质部颁布的《岩石十二级分级表》，此表是以对于在规定的设备、工具和技术规程的条件下进行实际钻进所获得的大量资料的统计分析为定级基础的。随着对岩石物理力学性质的深入研究、测试技术方法和仪器的进步、钻探设备和工艺技术的发展，为适应金刚石钻探工艺应用的需要，并使岩石可钻性分级更趋科学、准确、合理，1984年中国地质矿产部颁布了《金刚石岩心钻探岩石可钻性分级表》。该分级表采用了以岩石压入硬度为主，同时考虑摆球回弹次数、塑性系数、微钻速度和声波穿透速度等的综合分级法，将岩石仍分为12级，列为以压入硬度、摆球硬度和统计效率为指标的(表2)、以微钻速度为指标的(表3)和以声波穿透速度为指标的分级表。实际应用时互相参照，使岩石可钻性定级更符合实际情况。

Ⅶ 如何使用单轴压缩试验法测定岩石的变形性质

搬走它的压缩他的验证码，他的特警，他的颜值，他的变形的性质，还是非常广泛的，并且任何信任，然后给他带来一种更好的帮助。

Ⅷ 岩石物性分析

岩石物性分析是利用三维三分量地震资料开展岩性鉴别、储层预测、含气性识别的基础。通常在进行全波属性应用前，都需要通过岩心的弹性参数测定、储集参数测定或通过全波测井资料和常规测井的结合，研究不同岩性、储层品质、含流体状况下弹性参数的变化情况和分布规律。

一般情况下，需要通过钻取的岩心，进行常温、常压及变温、变压条件下岩石物性参数测试，得到储层常温、常压和变温、变压条件下的纵横波速度、动静弹性模量、品质因子等大量的岩石物理参数测定结果。

岩心分析、测井处理及储层薄片显微镜下鉴定等成果，可以确定储层的主要类型。如，四川盆地新场地区须家河组二段有效储层主要有三类:孔隙型、裂缝－孔隙型、裂缝型。研究表明:裂缝型、裂缝－孔隙型储层基质孔隙度普遍低于4%，大部分样品孔隙度低于3%;基质渗透率小于0.1×10^－3μm²(见图6.1.1)。孔隙型储层孔隙度一般高于4%，须家河组尚有一些大于6%孔隙度的储层，被认为是致密环境中相对较好的储层。

图6.1.2 储层岩石物理特征

Ⅸ 岩石力学的研究方法有哪些，有什么区别

岩石力学的研究方法主要是：科学实验和理论分析。科学实验包括室内试验、野外试验和原型观测（监控）。室内试验一般分为岩块（或称岩石材料，即不包括明显不连续面的岩石单元）试验和模型试验（主要是地质力学模型试验和大工程模拟试验）。野外试验和原型观测是在天然条件下，研究包括有不连续面的岩体的性状，是岩石力学研究的重要手段，也是理论研究的主要依据。理论分析是对岩石的变形、强度、破坏准则及其在工程上的应用等课题进行探讨。在这方面，长期以来沿用弹性理论、塑性理论和松散介质理论进行研究。由于岩石力学性质十分复杂，所以这些理论的适用范围总是有限的。近年来，虽然发展了一些新的理论（如非连续介质理论），但都不够成熟。1960年代以来，数值分析方法和大型电子计算机的应用给岩石力学的发展创造了有利条件。用这种方法和计算设备可以考虑岩石的非均质性，各向异性，应力－应变的非线性和流变性，粘、弹、塑性，等等。但是由于当前岩石力学的试验方法较落后，还无法为计算提供准确的参数及合适的边界条件，使计算技术的应用受到影响。
在研究中，一般应注意以下三个基本问题：①岩石是一种复杂的地质介质，研究工作都须在地质分析，尤其是在岩体结构分析的基础上进行；②研究岩石力学的电要目的是解决工程实际问题，由于在工程实践中岩石力学涉及地球物理学、构造地质学、实验技术、计算技术、施工技术等学科，因此有关学科的研究人员以及工程勘测设计，施工人员的密切合作至关重要；③岩石性质十分复杂，目前使用的理论和方法还不能完全描述自然条件，因此强调在现场对岩石的性状进行原型观测，并利用获得的资料验证或修改理论分析结果和设计方案。对工程实践而言，岩体中的非连续面和软弱夹层往往是控制岩体稳定的主导因素。它们的力学特性，特别是流变性及其对建筑物的影响，日益受到重视。

Ⅹ 观察岩石的方法有哪些，可以从哪几个方面进行

1、肉眼观察：就是用眼睛去看岩石，观察内容包括颜色（表面风化后颜色和断开面新鲜颜色）、结构、构造、颗粒或矿物成分及大致含量。

2、显微镜观察：特别是颗粒非常细的岩石，肉眼无法看出有什么矿物，显微镜下可以用不同放大倍数来观察，确定矿物组成及每种矿物的含量，确定矿物颗粒的大小与形状、岩浆岩和变质岩中矿物的自行结晶程度或沉积碎屑岩中颗粒的磨圆度等。

可以从岩石的：颜色、矿物成分及含量、结构、构造、蚀变、矿化、风化产物、特殊结构、构造方面观察。

(10)测量岩石可压性方法扩展阅读：

岩石按其成因主要分为火成岩（岩浆岩）、沉积岩和变质岩三大类。整个地壳中，火成岩大约占95%，沉积岩只有不足5%，变质岩最少。不过在不同的圈层，三种岩石的分布比例相差很大。地表的岩石中有75%是沉积岩，火成岩只有25%。距地表越深，则火成岩和变质岩越多。地壳深部和上地幔，主要由火成岩和变质岩构成。火成岩占整个地壳体积的64.7%，变质岩占27.4%，沉积岩占7.9%。其中玄武岩和辉长岩又占全部火成岩的65.7%，花岗岩和其他浅色岩约占34%。