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300～700℃，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200～400℃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。

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2.2～3.5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3.5～7.5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。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2～35%,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20×108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%。

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9～11公里/秒；金刚石中vP达18.3公里/秒。大多数造岩矿物的vP为5.50～7.50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一般为5.70～6.25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80～100℃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。

地球物理勘探中常用的岩石电性参数有电导率σ 或电阻率ρ，电容率ε和极化率η。

在外电场恒定时，岩石和矿物的电导率σ 一般为常数，其倒数即为电阻率ρ。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（ρ≈10-6～10-5欧姆·米）。多数金属硫化物和金属氧化物属于半导体（ρ≈10-6～106欧姆·米）。绝大多数造岩矿物（石英、长石、 云母等）属于介电体（ρ大于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2～4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ρt,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 ρn。

岩石和矿物的电容率ε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

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ΔV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Ψ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阳极和阴极。当j0的数值不大时,ΔV 随j0作线性变化,此时的面极化系数Ψ为常数。当j0较大时，ΔV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。

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(ξv)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。

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7.6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473K～700K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，或趋于一常数。

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。