高温高压下的岩石物理力学特性

按照地球物理研究的划分标准，高温应该指温度高于500℃，高压则指压力大于0.3GPa，但通常所说的高温高压是一个通称，它包含从常温(10~50℃)到超高温（>1500℃），从低压（0.1~3.0MPa）到超高压（>3.0GPa）的所有温压范围。

岩石物理性质包括岩石的弹性性质，如弹性波速；电性，如电导率；以及密度、热性质等。研究岩石的物理性质，在地球科学、地热开发、采矿、地震研究等多方面有广泛的应用。如地热开发中进行数值模拟时所需的岩石的密度、热导率等参数；大地电磁测深中需要通过岩石的弹性波速来推断岩性；深部采矿中热害治理同样需要岩石的热学参数等。

岩石基本属于半导体，既有电介质的，也有导体的性质。当岩石中含有电子导电矿物（如黄铁矿等）时，可产生电子导电和电化学导电；如果岩石中不含电子导电矿物，则岩石导电主要是溶液离子导电，晶体离子导电则只有在高温高压下才有可能。

影响岩石导电性能的因素有：孔隙度、湿度或饱和度、温度、压力、组构等。岩石组构和孔隙度是岩石的固有特性，湿度或饱和度、温度和压力则属于外部因素。

岩石组分和结构形式对岩石导电能力的影响不受温度和压力的影响，而只取决于组成岩石的矿物成分的电导率及其相对体积量和几何形状。岩石中如果有金属矿石矿物且呈脉状分布的话，岩石的电导率会明显提高，含有黄铜矿、磁黄铁矿的岩石便有这种特征。实验表明，岩石和矿物的电导率随含铁量的增加而增大。实验发现，温度在295~3000K条件下，方镁矿的电导率随氧化铁含量(9%~27.5%)的变化而出现数量级的变化。

孔隙度不仅是岩石本身的特性，而且还受到温度和压力的影响，同时与孔隙中所含流体性质及数量有关。

湿度与饱和度分别是指水溶液占整个岩石体积的百分比和占岩石孔隙体积的百分比，因此，水溶液在岩石孔隙中的含量，以及水溶液的性质是影响岩石导电性能的主要因素。

温度是影响岩石导电性的外部因素，它通过岩石内部本身的特性起作用。比如，对于岩石内所含的电子导电矿物，其电导率会随温度的升高而下降；对于半导体矿物或物质，其电导率会随温度的升高而增大；对于岩石中孔隙的溶液，由于是离子导电，其电导率也会随温度的升高而增大。这是因为孔隙溶液中的离子迁移速度、溶液的黏滞系数、溶解度等，要受到温度的影响而改变，岩石晶格中晶体离子的导电也要受到温度的影响。

压力也是影响岩石电导率的外部因素，它同样也是通过岩石内部本身的特性而起作用。压力主要影响岩石的孔隙度和孔隙的形状，对于不含水的干孔隙，压力增大，孔隙闭合，孔隙度变小，电导率会随压力的增加而增大；对于含流体的湿孔隙，压力除了影响孔隙形状和孔隙度之外，孔隙中的溶液也受其影响，比如溶液中离子的迁移率、溶解度等，当然，晶体离子的电导率也受其影响。

 

地壳岩石主要是由硅酸盐矿物组成的。当岩石中不存在流体和颗粒边缘高导相时，硅酸盐矿物的电导率与温度紧密相关，在低温时几乎为绝缘体，但在温度高于600℃时，几乎所有的硅酸盐矿物都具有半导体特征，而半导体中温度升高时，电区电子浓度增大，导电率相应增大。

在390℃左右，电导率比大地电磁测量得到的电导率低5个数量级以上。Olhceft(1981)在测定了800℃、1.0GPa条件下水饱和花岗岩的电导率后发现，当温度低于300℃时，水饱和的花岗岩比相同条件下干的花岗岩的电导率高7~11个数量级。因此，干的岩石电导率与实际地壳岩石的电导率存在很大的差异，可见实际地壳岩石中必然存在其他具高导性的物质或传导机制在起作用，孔隙水就起着重要的作用。

一般认为饱和岩石电导率随温度的变化是由孔隙流体电导率的变化引起的。Le等(1983)在约270℃、0.3GPa条件下的实验证实，盐水饱和岩石电导率随温度的变化特征基本上与盐水溶液电导率变化特征相同。G1over等(1995)在500℃温度下的实验表明，在温度约250℃左右时，水饱和岩石的电导率随温度的升高而迅速增大，高于250℃后，电导率随温度的升高缓慢增大，在339℃时电导率出现最大值0.0003~0.002S/m,然后随温度的升高电导率下降。同样证明溶液饱和酸性岩石的电导率与该溶液的电导率变化特征完全一致。

与温度相比，压力对饱和岩石电导率的影响远没有温度的影响大。压力可减小岩石孔隙度及孔隙连通度，使以离子传导为主要机制的流体减少，因而电导率下降。Brace等(1968)对饱和花岗岩电导率的研究表明，当压力增大到1.0GPa时，饱和花岗岩电导率下降1.5个数量级。

高温高压下岩石弹性波速的测量结果，可直接用于计算该状态下岩石的其他弹性参数。如若已知某温度、压力下岩石的纵波速度、横波速度和岩石的密度，便可计算出该条件下岩石的其他弹性系数。

 

高温高压实验弹性波速的研究主要是在静态超高压装置中进行的。实验设备有金刚石压腔和大腔体两大系列。其中金刚石压腔主要用于矿物单晶和多晶集 合体性质的研究，通过布里渊散射(brillouin scattering)测量计算出矿物的波速。由于金刚石压腔很小，如最高压力达500GPa的金刚石压腔装置，其腔体容积仅在0.0001~0.1 mm左右；而大腔体的容积比金刚石压腔大得多，一般在几个立方毫米至1E6 立方毫米之间，因而研究高温高压下岩石的弹性波速一般采用大腔体静态超高压装置。

大腔体高压装置一般以各种吨位的压力机为力源，设备规模较庞大，种类繁多，目前用的最多的是活塞一圆筒装置和多顶砧装置。大腔体高压装置用于波速研究的测量方法有三类：共振法、脉冲法(pulse transmission)以及干涉法（ultrasonic interferometry)。

理论研究和实验表明，在各向同性无限介质中由任意脉冲扰动引起的弹性振动的第一位移，是以平面纵波速度传播的，这就是脉冲法测量岩石弹性波速的理论基础。其基本原理是在高温高压条件下测量岩石样品的长度及超声波穿过实验样品所用的时间，用样品长度除以时间得到超声波通过实验样品的弹性波速。所用实验装置主要是大压机，由于各装置压机型号、换能器安装方式和加热冷却系统的不同，其具体的实验方法也有所不同。下面是国内外具有代表性的3种岩石样品弹性波速测量装置。

美国威斯康星(Wisconsin)大学的Christensen教授使用的是Bridgman-Birch式压力系统，如图3.8。高压腔体外表面呈锥形，用500t压机将其压入内表面与锥形高压腔体完全吻合的支撑圆筒内，125t压机将活塞压入高压腔体，在高压圆筒内部产生实验所需要的压力，传压介质为液体，压力系统的支撑装置为互相连接的三块钢板和六根支撑钢柱。利用锰铜压力计校正样品室的压力，压力测量精度1%。组装好的实验样品放入高压腔体，利用脉冲透射技术和水银延滞线来测量岩石样品的弹性波速，岩石样品弹性波速测量精度小于±1%。实验装置的优点是实验样品受到的压力为严格的静水压，缺点是实验的温度不太高(<500℃)。

 

德国Christian-Albrechts大学的Kern教授的紧装式六面顶高压装置如下图。样品所需要的压力由六个压砧同时挤压样品产生。在每个压砧靠近样品的一端分别安装一个加热炉对压砧与样品一起加热，从而产生高温。温度达到700℃时，样品室的温度梯度小于5℃。换能器安装在压砧远离样品的低温端。实验样品为边长43cm的立方块，与压砧直接接触。实验样品在高压条件下的长度可通过活塞的位移求出，超声脉冲穿过压砧/样品/压砧所用的时间减去超声脉冲穿过压砧/压砧的时间即是超声脉冲通过样品的时间，由此算出实验样品的弹性波速，测量误差小于±1%。这套实验装置的优点是不仅可以同时在高温(<750℃)高压(<0.7GP)条件下测量三个互相垂直的方向上的横波和纵波速度，还可以获得高压条件下的岩石密度值。主要的不足之处是，压力不是严格的静水压，样品室的压力测定不够精确，此外，所能达到的温度和压力有限。

 

中国科学院地球化学研究所深部物质研究室的实验装置如图3.10。它是在YJ3000t压力机的紧装式六面顶高压装置上建立的。实验样品为12m×32.5mm的圆柱体，样品柱体外为不锈钢箔加热器，装在立方体叶蜡石传压介质中。样品室的压力采用石英-柯石英相变及铜的高压熔融曲线进行标定，压力测量误差小于±2%；温度则采用双铂锗热电偶标定，温度测量误差小于±10℃。岩石弹性波速的测量方法类似Km教授的测量方法，但一次只能测定一个方向上的横波或者纵波速度。装置的最大优点是能够在0.1~5.5GP,室温25~1500℃条件下测定岩石的弹性波速。主要缺点是在高温高压条件下实验样品内存在温度梯度和压力梯度。

 

(1)岩石弹性波速随压力的升高而增大，当压力达到某一值时，波速急剧增高，超过此压力后，波速开始缓慢增加。

(2)波速急剧增高的压力范围因岩石类型与成分的不同而变化。超基性岩发生在0.2GPa左右，速度梯度约20%；基性岩为0.15GPa,速度梯度为15%~20%；中-酸性岩发生在0.1GPa左右，速度梯度10%左右。

(3)压力继续升高时，各类岩石的波速均缓慢增加，速度梯度小于1%。压力升高至1.5GPa,在大约1.0GPa的压力范围内超基性岩P波波速值增加5%~7%，基性和酸性岩分别增加15%~10%和20%以上。

(4)变质岩的P波波速值急剧增加的压力范围与其原岩性质和化学成分有关。角闪岩、阳起片岩与超基性岩相近，滑石片岩和绿泥片岩与中性岩相近，而云母片岩、片麻岩和石英岩与中酸性岩相当。出现以上变化趋势的原因在于岩石内部的微裂纹和孔隙的影响所致。当岩石受压时，微裂纹和孔隙开始闭合，P波波速值急剧增加，当加压到一定值时，微裂纹和孔隙基本完全闭合，因而P波波速值缓慢增加。

根据大量研究资料，岩石弹性波速受温度影响显著。总的规律是，P波波速随温度的升高而下降，而且几乎每种岩石都有一个波速急剧下降的临界温度，但P波波速下降幅度及临界温度则因岩石类型而异。

I型，橄榄岩型。在P=800MPa,T<800℃时，P波波速随温度的升高而下降，曲线斜率小，P波波速值保持在8.0k/s以上，800℃以上时，波速突降。

Ⅱ型，镁铁质变质岩型。以二辉麻粒岩为代表。Ⅱ型曲线在形态上与I型相似，但绝对值较低。当T>700℃时，波速曲线发生拐折。

Ⅲ型，角闪岩型。以斜长角闪岩为代表。波速特征：当T<700℃时，曲线形态及P波波速绝对值与Ⅱ型相近，当T>700℃时，曲线斜率变大，当T>800℃以后，P波波速值急剧下降，T=1000℃时降至4.87km/s的低值。

IV型，石英岩型。曲线分为3段，第1段自室温至t1点，为a相曲线，斜率大，V。值从室温时的6.08km/s降至t1点的5.24km/s。第3段从t2点开始，为相B曲线，t2点的V。值为6.99km/s.t1点与t2点之间为第2段，它反映的是相变从开始到完成的时间间隔。

V型，硅铝质变质岩型。以片麻岩为代表，波速范围比较宽，以控制角闪岩相一一麻粒岩相长英质变质岩递变速度的下限，小于这个值，即是典型的花岗岩。

VI型，花岗岩型。成分典型的花岗岩往往具有低的速度值，是所有结晶岩波速值的下限，是一种很重要的岩石波速类型。

VII型，紫苏花岗岩型。

岩石波速各向异性是非常明显的。岩石组构引起弹性波速各向异性是非常明显的。图3.15所示是糜棱岩在0.9Ga压力作用下不同方向纵波速度随温度的变化情况。从图3.15中可见，糜棱岩沿面理方向的P波波速较沿垂直面理方向的P波波速大。

不同岩石的P波波速各向异性及最大与最小的P波波速的差值是不同的。下图是P=0.2GPa条件下温度对各种岩石的各向异性的影响情况。橄榄岩的Y轴方向的P波波速最高，X和Z轴方向的P波1波速最低，但二者差别不大。斜长角闪岩的X和Y轴方向的波速非常接近，并且远大于Z轴方向的波速。蛇纹岩的X和Y轴方向的波速几乎相等，并且也远大于Z轴方向的波速。而角闪石岩在三个方向上具有不同的波速值，且差别较大，其中，Y轴方向的波速最大，Z轴方向的波速最小。这说明岩石的各向异性不仅与组构有关，而且与矿物成分及含量有关。

 

岩石的热物理性质包括岩石的热导率（或导热系数）、岩石的比热、岩石的热容量、岩石的热扩散率（或导温系数）、岩石的线膨胀系数和岩石的热交换系数等。这些参数对岩体工程中温度场的形成、温度场的特征、热应力的计算以及热破坏等都是非常重要的，是地热开发中数值模拟的岩体基础参数。

岩石传递分子热运动的性质称为岩石的热导性，用热导率K来表示，其物理意义是：沿热传导方向单位厚度岩石，两壁温差为1℃(或1K)时，单位时间内所流过的热量。

影响岩石热导率的因素有多种，除主要取决于岩石成分特点和结构特点如孔隙度、饱和度、饱和流体的性质等因素外，温度条件和压力条件等都是影响岩石热导率的因素。

岩石热导率与温度的关系比较复杂。不同的学者提出了不同的经验公式。原苏联库塔斯和戈尔迪恩科研究认为，沉积岩与火成岩的热导率与温度的关系差别较大。岩石热导率基本上随温度的升高而下降，有的呈直线下降，如硅岩、白云石灰岩、普通角闪石闪长岩；有的下降到一定值后有所增大，如霞石闪长岩、斑岩和斜长石。透明黑曜岩和页岩的热导率则随温度的升高而增大。

一般来说，压力对岩石热导率的影响远不如温度那么显著和重要。Bridgeman(1964)研究认为，压力每增加10kP,岩石热导率仅增加几个百分点。赵永信等(1995)的试验也表明，钙质粉砂岩和变质凝灰岩，压力每增加1Pa,热导率只分别增加了1.67%和1.25%。可见岩样的原始结构越疏松，热导率随压力递增的效应越显著。其原因是压力使岩石趋于致密，减少声子发散源，使晶格振动过程中能量转移的效能提高，同时岩石在受压过程中，其颗粒的排列趋于紧密，孔隙缩小，部分裂隙趋于封闭，岩石的相结构逐渐趋于单一，增强了固体传热的效果，也是岩石热导率增大的重要原因。

岩石比热的测定方法有多种，如量热法、简易电加热法、激光脉冲等额加热法以及差热仪法等，目前采用较多的是量热法。其原理是将岩石放入已知比热的流体介质（如水）中，当流体和岩石存在温差时，岩石会放出或吸收热量，流体和岩石温度最终会达到平衡，在保温良好的条件下，岩石所放出或吸收的热量大致与流体介质吸收或放出的热量相等。根据以上原理，将岩样加热后迅速放入一定体积的水中，根据水温的升高值，即可求得岩石放出的热量。

量热法测定岩石比热所用的实验设备有岩石加热筒、量热筒、千分之一精密天平和精度为0.1℃的温度计。岩石加热筒是一个带排气孔和加盖的双层保温筒，内有岩石加热管和加热器，岩石加热管内有一个挡板。量热筒由铝制的相对独立的内筒和外筒构成，内筒内放一个铝制的、可以上下搅拌的网瑟：外筒上面有一个带三个孔的密封盖。外筒只起保温作用，内筒和网瑟的质量和比热均参与岩样比热的计算。岩石的比热除与物质成分有关外，还受含水量、温度等因素的影响。

岩石热扩散率又称导温系数，是反映岩石热惯性特征的一个综合性参数。它表示岩石在加热或冷却时各部分温度趋于一致的能力。把单位时间内的温度升高数与单位长度内温度梯度的变化率之比定义为热扩散率。

因此，岩石的热扩散率可以通过测定岩石的热导率、比热及密度而求取。岩石的热扩散率与岩石的结构、岩石内部包裹体的形状和含量有关，也与密度、湿度、温度等因素有关。岩石的热扩散率受温度影响非常显著。

流体流经固体表面时，由于流体温度与固体表面温度的不同，在接触面上将产生热量交换。表征两个密接触物体之间热量传递特征的物理量称为热交换系数。岩石的热交换系数在数值上等于单位时间内岩石表面的温度与其周围流体温度相差1K时单位面积上所放出（吸收）的热量。

热交换系数除了与岩体的热导率、温度梯度以及两相介质的物态和特性有关外，还与热交换量有关，而热交换量又与流体流量、流体速度、流体各点的温度、黏度等许多因素有关。由于在流体流动方向上流体温度和固体表面温度一般都是变化的，所以不同点上的热交换系数值可能不同。

地热开发需要研究岩体工程中的热应力和热破坏特征，因此必须研究岩石在温压条件下的变形破坏形式、流变特征、强度特性等。

岩石的力学行为包括岩石的变形、破坏和失稳三方面。温度的升高，导致岩石和流体介质的活化，促使岩石变形破坏机制发生变化，使其易于塑性流动。压力的增大，则对岩石变形起着抑制张裂和强化摩擦的作用，从另一方面为岩石变形活化提供条件。同时，在高温高压环境下，岩石变形的时间效应问题更加突出，作用时间的延长为岩石介质的活化也提供了条件，促进了岩石由脆性向延性的过渡。因此，在高温高压环境下，岩石的力学行为会发生相应的变化，即变形的弹性一黏（塑）性转变，破坏的脆性延性转变，失稳的渐进式一突发式转变。

岩石的变形可以分为弹性和塑性两种基本类型。岩石在不同变形阶段可以依次表现为弹性和塑性，也可以在同一变形阶段同时产生弹性变形和塑性变形。塑性在考虑时间效应的情况下即表现为黏性，其变形也称为流变变形。

高温高压条件下，岩石变形的应力-应变曲线形式与常温常压条件下的应力-应变曲线形式有明显的差别，在达到强度极限前非弹性变形增加很快，反映其抗变形能力迅速下降，在达到强度极限后，曲线呈屈服流动型，且流动应力很低，这正说明在高温高压条件下，岩石变形由弹性向黏性转变，因而流变成为岩石的主要变形形式。

岩石的破坏问题实质上是岩石的最大支承能力或强度问题，基本形式包括破裂（脆性）和屈服（延性）。破裂表现为引张破裂或剪切破裂，意味着介质失去完整性和连续性；而屈服则表现为岩石的塑性流动，介质还保留着完整性和连续性。脆性和延性之间存在着一些过渡类型一半脆性，进一步区分则分为半脆性和半延性。岩石在室温条件下一般呈脆性破坏方式，随着温度和压力的增大，岩石的破坏形式逐渐由脆性（破裂）、半脆性向半延性和延性(屈服，流动)转变。只是不同的岩石发生脆一延性转化的温度条件不尽相同。影响岩石的脆性-延性转变的基本因素是塑性成分或流动性的增加，其他因素如岩石的矿物成分、温度、压力、应变率等也是通过改变塑性成分而起作用的。

随着流动应力和温度的增加，岩石半脆性蠕变由稳态的、准稳态的逐步过渡到非稳态的。其中，温度偏低时，随着应力的增加，岩石蠕变由低应力的稳态（微破裂）蠕变转变为中等应力时的准稳态（剪切破裂）蠕变和高应力时的非稳态(剪切破裂-摩擦滑动)蠕变。温度偏高时，则由低应力的稳态（晶体塑性）蠕变转变为中等应力时的准稳态(晶体塑性-假塑性)蠕变和高应力时的非稳态（碎裂流动）蠕变。

常温下的岩石单轴压缩试验中，如果试验机的刚度偏小，那么系统在超过极限强度后就会发生失稳破坏。随着围压的增加，岩石的峰值强度与残余强度之差越来越小，应力应变曲线的负刚度段也趋于平缓，在相同压机条件下，存在由突发失稳向渐进失稳转变的可能。渐进失稳过程主要是试件块体沿斜向破裂带缓慢错动的过程，期间伴随着破裂带凹凸部的“铲削”、阻力分布的均匀化趋向、以及试件整体支承能力的下降。当围压继续增大到一定程度时，由于破裂面摩擦阻力的显著增大，使得残余强度接近、甚至达到峰值强度的水平，系统失稳形式就表现为沿主破裂带的稳定滑动或黏滑滑动。渐进失稳的错动过程基本上是一种稳滑过程，然而，就过程的初始平衡状态而言，力系是不稳定的，其后续过程是失稳过程。总之，失稳形式可以分为低压突发失稳、中压渐进失稳和高压突发失稳。因此，随着压力的增大，岩石的失稳形式是由低压突发失稳中压渐进失稳-高压突发失稳转变的。

岩石在加热时其内部结构将发生物理的或化学的变化，因而岩石在加热条件下的强度特性与常温条件下有很大差别。实验表明，岩石加热强度特性的变化除了和温度有关外，还和加热方式、升温速度、加压方式等因素有关。

岩石在加热条件下的强度变化有两种情况：一是岩石加热后的强度变化，即把岩石加热到某一温度时，测定其在这一温度下的抗压、抗拉强度等；二是岩石冷却强度，即先把岩石加热到某一温度，立即进行自然冷却（缓慢）或急剧冷却，然后再测定其强度。此处研究的是前一种情形。

花岗岩、石灰岩等岩石强度直线下降的原因可能和以下因素有关：①组成岩石的矿物的热膨胀率不同，由于非等轴晶系矿物的各向异性导致热导率、线膨胀系数的各向异性，使结晶颗粒间蓄存了应变，就有产生缺陷、剥离、裂隙的可能性，且在冷却以后还会有残存。②加热到400℃的花岗岩薄片，其结晶颗粒内有相当数量的裂隙，在这个温度范围，热裂现象在结晶内得以充分发展。③岩石内部所含有的预裂纹和某些易熔、易分解、易蒸发的矿物质等引起强度下降。

安山岩、砂岩等岩石加热后，岩石强度增加或变化不大的原因可能与烧结作用有关。由于这些岩石中含有较多的黏土物质和胶结物，烧结使这些物质的粒子结合更加紧密，强度增加，由于脱水作用使岩石粒子不容易滑移。此外，这些岩石的孔隙率都比较大，随着温度的升高，组成岩石的矿物产生热膨胀，使空隙减少，岩石变得致密，也有可能使强度增加。

岩石弹性模量是表示岩石弹性性质的一种参数。弹性模量又可分为纵弹性模量（即杨氏模量）、剪切弹性模量和体积弹性模量等。

岩石加热后弹性模量的变化对计算岩石内部由于加热而产生的热应力及热破坏具有重要作用。图3.35为几种岩石的杨氏模量随温度升高而变化的情况。由图3.35可以看出，安山岩、花岗岩、石英粗面岩等的杨氏模量E在300℃以下随温度的升高而急剧减小，但超过300℃后，杨氏模量几乎保持一定值。而凝灰岩和陶石等岩石随温度的升高，弹性模量变化不大。

温度对各类岩石杨氏模量的影响不尽相同。化学成分相同的岩石，杨氏模量受温度的影响是相近的。SO2类岩石，杨氏模量随温度的升高而逐渐减小，例如，温度由20℃升到600℃，杨氏模量减小20%~30%，对于无水碳酸盐类岩石，在温度低于800℃的条件下，杨氏模量基本上是个常数。

岩石线膨胀系数是指岩石试件温度升高1℃时在长度方向引起的应变量。由于线膨胀系数影响岩体工程的热变形和热应力，关系到岩体工程的稳定与安全，因此，必须确定岩石的线膨胀系数。

下图是花岗岩等岩石的热应变与温度之间的关系。由图可见，岩石的热应变虽然随温度的升高而增加，但是只有石灰岩的热应变是随温度的增高而近似于直线增加，其他岩石的热应变与温度之间的关系成二次或三次曲线的关系。