温度对岩石热导率的影响及其对原位影响修正

文摘

详细的知识的影响,温度对热导率( )岩石是至关重要的为研究盆地的地热政权及其热演化。在这项研究中,四种岩石类型(碳酸盐岩、碎屑岩、侵入和火山岩石)测量的温度在25°C, 50°C, 100°C, 150°C, 200°C, 250°C,并使用瞬态平面300°C源(TPS)的方法,这是准确的±3%。实验结果证明碳酸盐岩和碎屑标本减少强烈的增加温度。相比之下,侵入和火山岩石的温度相对不敏感。温度( )的依赖关系可以分为三组的价值在25°C。第一组是由岩石组成的特点是高(> 4.5 W / m·K)在室温下,曲线的表现出一种凹模式。第二组包括温和的岩石(2.5 ~ 3.5 W / m·K),曲线的往往是一条直线。最后一批由岩石较低(< 2.5 W / m·K),表现出凸曲线。之间存在着密切的关系在25°C和下降速度( )。的绝对值增加的在25°C上升。可以安装两个值之间的关系方程 推导出拟合参数 , ,和 ;通过与已知的拟合参数,这个方程塔里木盆地深层碳酸盐岩的估计。

1。介绍

岩石热导率是一个重要的参数在许多领域,如限制行星的动态演化,探索盆地的热状态,利用地热资源。大量的研究已经进行的计算热流和温度在深地层原位热导率的确切数据需求,不能,但是,直接测量,因为现有技术的局限性。此外,理论计算也是不可能的极端复杂的岩石结构。到目前为止,实验测量高温度或压力的唯一方法,实现现场岩石热导率。存在只有少数研究关注近年来影响岩石热导率的因素。(1- - - - - -5]。最初,桦树和克拉克(6)测量了几种岩石采用稳定方法,温度升高。实验结果表明之间的所有样品都是1.67和5.86 W / m·K,和长石总量和眼镜低电导率增加随着温度的上升,而那些样品高电导率呈负温度的依赖。一个简单的方程, ,描述之间的关系和提出了工作(1998年),和 ,控制的岩性,拟合系数。这项研究似乎显示,岩石的一般结论相对较高的热导率表现出更强的降低热导率随着温度较低的比 。Vosteen和Schellschmidt7)获得了岩浆、变质岩和沉积岩使用瞬态方法。他们的研究结果显示的值在0°C控制温度的依赖关系在岩石,符合工作(1998)。Abdulagatov et al。8采用稳定的方法来确定五个岩石(砂岩、灰岩、角闪岩、麻粒岩和pyroxene-granulite)在温度0°C和150°C之间同时高压。他们的研究结果表明近线性依赖于温度的 。尽管上述研究提供有用的见解对温度的依赖关系岩石的温度影响的知识需要改善。

本研究的目的是(1)开发一种新型的预测模型作为温度的函数和(2)的修正提供依据在高温度。

2。样品和方法

2.1。样品信息

28露头的岩石标本收集,包括十二碳酸盐,五碎屑岩,六个侵入岩,五个火山岩。以确保实验结果的普遍性和客观,这些选择样本并不限制在一个局部区域,但位于一个广泛的沉积盆地或构造带,包括华北平原、四川盆地、塔里木盆地、松辽盆地,等。排除岩石结构对热导率的影响,研究样本选择的都是均匀和各向同性的手,没有可见的层理或裂缝。所有标本保存在干燥的环境中在室温和大气压力。每个样品都准备两个长方体的50 mm长度,50毫米宽,对热导率的测量(图15毫米厚度1)。长方体的表面处理必须尽可能平坦。即使有一个小microirregularity样品的表面,可以产生强烈的接触热阻导致波动的结果。为了确保这一点,每个样本表面接触探针(介绍以下文本)必须抛光。详细的描述和分析标本中列出的物理参数表1。

2.2。方法

在过去的几十年中,在热分析方法大大提高精度和扩展到几十个中等方法。根据内部的温度场测量样品的状态,这些实验技术可以分为两组。(1)稳定方法:这些特性稳定温度场在样品在整个测量过程中,广泛使用在过去。精度高是他们最突出的力量。然而,它的价格是费时和昂贵的。需要5到7个小时等待建立稳定的温度场。对于这些缺点,稳定方法已经很难在岩石或矿物的研究在最近几年。(2)瞬态方法:稳定的方法相反,瞬态方法变量内部温度场的瞬态测量样本。相比之下,一个杰出的瞬态方法的好处是节省时间的和便宜的。测量流程持续时间通常范围从几秒到几分钟。 In the past, they are less accurate than steady methods. By decades of improvement and development, transient methods have been accurate enough for the determination of rocks now. Most researchers preferred to them, so the reliability of these approaches have been thus validated. The major transient methods are as follows: (1) optical scanning (uncertainty 2%) [9),(2)need-probe(5%)不确定性10),(3)热线(4%)不确定性11,12),(4)瞬态平面源(TPS)(3%)不确定性13]。在这项研究中,TPS法。

TPS的方法是基于平面瞬态热传导的原理在无限介质,确保热流通过标本运输不能达到的界限。测量样品后固定在试样夹,三分钟的等待时间至少需要达到测量标本和探针之间的热平衡,每次开始前的测量。到达这个状态,探针的标本被加热,产生的热扰动试样内的温度场。由于热导率的材料是多样化,相应的温升变化。标本具有良好导热性能的特点是快速热传输在标本,和探针温度上升比较缓慢和低。相比之下,对于良好的隔热性能的标本,探测器温度上升迅速,和热运输缓慢。

温度上升( )和无量纲时间函数( )可以拟合为线性函数(方程(1))。直线的斜率是一个函数的价值在测量标本。相应的温度上升可以表示为: 在哪里调查的平均温度上升,调查的总输出功率,探针的半径,样品的热导率,是一个无量纲的函数,根据时间,样品的热扩散率,是瞬态的测量时间从一开始录音,然后呢是时间特征。根据方程(1),可以计算如下: 在哪里 ,这是已知的,表示直线的斜率。

2.3。设备和测量

在这项工作中,热磁盘TPS2500S(图2(一个))是用来测量价值分析标本。仪器测量材料导热系数从0.005到500 W / m·K在准确性和重现性优于3%和1%,分别。仪器的核心部件是一个薄双螺旋探针,蚀刻薄镍箔(图2 (b)),这是夹在两层聚酰亚胺绝缘物。一个恒定的直流电应用于探测器,导致其表面温度上升和镍的电阻丝在探针同时增加。试样表面的温度与镍的电阻丝基于已知方程约束温度和阻力。探测器作为热源和温度记录仪。

在热导率测量之前,标本浸泡在丙酮溶液对3 h为了消除表面油,使用超声波清洗机清洗,放置在烤箱在50°C 48 h晾干。随后,标本被烤在100°C 5 h去除吸附水。热导率进行了测量25°C, 50°C, 100°C, 150°C, 200°C, 250°C, 300°C。PF烤箱的温度控制(图2 (c)),它能够控制温度范围内30分钟的±0.5°C。这里,我们两个相邻测量之间的时间间隔设置为10分钟,超过三分钟的官方建议。两个标本夹紧在一起,确保不存在标本和探针之间的一个气隙(图2 (d))。进行三个重复测量在每个温度检查再现性,和他们的平均水平被认为是最终结果。一般来说,一个温度序列测量需要至少12个小时。

3所示。结果

实验结果表中列出2,如图3。在室温(25°C),平均热导率 和 为碳酸盐岩和碎屑岩样品,这显然比侵入和火山岩石, 和 ,分别。标准偏差显示了一个更集中的分布在室温下为侵入和火山岩石热导率,证实了图3。大多数样品的热导率会随着温度的升高除了少数侵入和火山样本。尽管大多数样本表现出导热系数随温度增加,减少边坡有相当大的差异 和减少的范围从25°C到300°C在这些样品。如图3,侵入和火山样品表现出温和的减少与他人相比。

4所示。讨论

4.1。岩石热导率的主要影响因素

岩石热导率在一个固定的温度是由内部因素,包括组成、孔隙度、和结构。从图3,白云岩的岩石有大约两倍的大理石和石灰石的导热系数。这种差异可以解释的成分。白云岩,白云岩的主要矿物岩石,有一个啤酒导热系数为13.16 W / m·K比8.58 W / m·K方解石的主要矿物在石灰岩(14]。然而,白云石和方解石的热导率比相应的岩石。这是因为存在热阻在晶界缺陷以及缺陷在晶体内的岩石。碎屑岩,大值为6.25 W / m·K可能归因于公司的石英。石英是一种常见的矿物碎屑岩和相当大的热导率高达18.37 W / m·K [15]。相比,碳酸盐岩和碎屑岩,侵入和火山岩石都表现出较低的导热系数从1.10 W / m·K为2.56 W / m·K和更集中分布。较低的热导率可能是由于低导热系数的火成岩组成的矿物。例如,长石,地壳中最常见的和丰富的矿物质,具有导热系数从1.50到2.50 W / m·K [15]。热导率的浓度可以因为不同类型火成岩的相同类型的forming-rock矿物质。例如,许多火成岩具有相同的矿物长石、黑云母、石英。虽然导热系数的范围是不同的四种类型的岩石,其范围很大程度上互相重叠。因此,不能完全区分岩性只依靠热导率。

4.2。温度对热导率的影响

的几乎所有的岩石,如呈现在图3随着温度增加而减小,与预期一致。不同于先前的研究[5,16- - - - - -18),一个独特的现象,的侵入和火山岩石首先增加然后减少,温度升高,可以观察到的数据3 (c)和3 (d)。这将在下面详细讨论。的碳酸盐岩和碎屑岩有明显降低比侵入和火山岩石。为碳酸盐岩和碎屑岩,温度的平均值的导数从-1.32到-0.26 W / m·K / 100从-1.11到-0.07°C和W / m·K / 100°C,分别。相比之下,侵入和火山岩石普遍对温度不敏感,经常呈现小幅增加或增加减少紧随其后。温度的平均值衍生品侵入和火山岩石只有-0.15 + 0.02 W / m·K / 100°C和-0.16 + 0.02 W / m·K / 100°C,分别。积极意味着价值证明在300°C值大于在室温下,意义略有增加 。的上升应该源于非晶态材料的公司,由于岩浆的快速结晶。非晶材料、晶体的对立面,是固体,缺乏长期的订单,这是一个典型的晶体的特征。它被认为非晶态材料的热导率随温度上升(19,20.]。因此,我们推测,岩石的最初导热系数随温度增加然后减少可能结晶和无定形组分的混合物。一般来说,非晶态成分只是纳入火山岩(21由于快速结晶过程,这是由巨大的温差引起的岩浆和上下文在地面上。但类似的倾向于火山岩侵入岩中观察到,通常生产的地下有一个更大的温度比地面。这可能发生,因为侵入岩研究结晶在吞下深度,因此,在较低的温度下,可能会导致一个小形成非晶态成分尽管在地下。此外,一个渐近收敛可以观察到碳酸盐岩和碎屑岩温度上升,与之前的研究结果相一致(1,3,8]。的标准偏差室温在碳酸盐岩和碎屑岩为1.25 W / m·K和1.65 W / m·K,分别。在300°C的温度,相应的值下降到0.44 W / m·K和0.54 W / m·K,分别。

基于曲线的形状在图3,我们得到一个经验法则的曲线显示 ,不管岩性,是由价值的在25°C。这条规则已经被绘制在图4。这些曲线如图4可以分为三组。(1)的标本值高于4.5 W / m·K在室温下强烈下降,和温度的绝对值的导数导热系数( )逐渐减少。由此产生的曲线有一个凹模式。(2)的样品2.5 - -3.5 W / m·K值在室温下表现出近似线性下降,温度及其衍生品约一个常数。(3)的样本值低于2.5 W / m·K最初增加然后减少或略有增加。无论这种趋势观察在最后一种情况下,温度的影响是次要的。实验结果类似于第一组在研究还观察到由工作(1998年)和Vosteen [7]。因此,第一组所示的凹模式可能是一个普遍特征的岩石具有高导热系数(> 4.5 W / m·K)。相比之下,第二个和第三个案件尚未明确发现在过去的出版物。不幸的是,统计数据并没有逻辑上解释了目前从物理的角度来看。尽管如此,仍然可以提供一个独特的认为岩石在高温下可以统计反映虽然它在室温下。

根据上述思想,温度效应可以量化的定义一个新学期 ,这意味着减少的速度在温度 : 在这是在温度下降的速度吗 , 的热导率25°C,是温度的导热系数 。根据目前的数据,我们计算了在50°C, 100°C, 150°C, 200°C, 250°C,每个样本300°C。获得的结果绘制在图5。方程 采用符合结果,获得拟合参数 , ,和(表3)。的 - - - - - -方在不同温度都将近0.90除了温度50°C。

验证了该方法的通用性将它们应用于一些独立的数据集([6,22]。这个数字6介绍了实验测量值和估计的比较值,当前的方法。作为一个整体,估算值与测量值一致。尽管存在一些细微的差别,这可能是因为实验的不确定性。这些差异的范围从-4.0%到3.5%,平均为0.09%,这是足够低导热系数的估计在盆地的深。

4.3。原位热导率的影响

研究温度和热流的盆地,原位热导率一直大致评估。很明显,目前尚不清楚。研究岩石在高温下的热性能可以为这些研究提供更好的建议要求精确的原位热导率。评级目前的发现与之前的温度数据发布的其他的温度效应在塔里木盆地深层碳酸盐的热导率估计。从文献[2),我们收集的原始数据在塔里木盆地碳酸盐岩的热导率从4000米至7000米深度,涉及十石灰石和白云石山脉四个(表4)。在实际地层条件、温度、压力和流体产生对热导率的影响。温度是负的,压力和流体是积极的(19,21,23,24]。他们的结合使得原位热导率的测定更加复杂和问题。对于一个给定的岩石,岩石孔隙度和矿产等的特点与外部因素的影响[紧密联系25,26]。根据以前的研究(27,28),液体导热系数的影响主要取决于岩石的孔隙度。较大的岩石孔隙度会有更显著的热导率的增加。此外,流体和热导率的分布和运动在干旱条件下也与热导率的依赖。特别是在干旱条件下岩石热导率较低,热导率甚至可以双水饱和度(100%24]。称为岩石中,包含液体有一个小的5个样品孔隙度从2.5%到5.0%不等。因此,这些样本被视为干的。压力的影响取决于孔隙度和弹性模量29日,30.]。岩石的孔隙度大,导热系数将大大增加。一般来说,热导率对压力的依赖关系可分为两个阶段(4,17,31日]。首先,压力可以关闭毛孔和岩石内部裂纹,热导率将大大扩大。第二,孔隙和裂缝关闭,压力增加导热系数提高加热效率的转移在晶格21),导热系数相对较小的增加而缓慢。因为孔隙度不显着地改变从地下到地面,上面的地层的压力迫使假定作用于第二阶段。岩石的压力矩阵可以通过方程计算(4)。 在这是岩石的压力矩阵,是岩石的平均密度为2800公斤/米³,是水的密度1000公斤/米³,净加速9.8 N /公斤,是深度。通过一个简单的计算,是141 MPa,海拔8000米。根据相关研究(4,8,21,32),压力可以提高热导率从1%到5%的岩石孔隙度较低150 MPa的压力在第二阶段。如果岩石的深度浅,效果会更加微不足道。数量级的增加压力小于温度。因此,压力的影响可以被忽略在这个修正。

热导率的计算这些样本在50°C, 100°C, 150°C, 200°C, 250°C, 300°C,使用参数表所示3。结果见图7。由于现场温度的样品是未知的,它们的温度只能通过计算获得。温度在某一深度可以制定为: 在哪里温度在一定的深度,地表温度,是深度,地温梯度。以往的相关研究,和在塔里木盆地采取20.7°C /公里,18°C (33),分别。所以,计算(见表4)。每个温度计算值替换为相应的曲线实现图的一个交点8。它的垂直坐标是导热系数的修正价值(如展示在表4)。纠正和测量值之间的比较是绘制在图6。很容易达成共识。在室温下导热系数的值是更关键因素控制温度效应的程度,而不是深度。原始导热系数低的石灰岩略受温度影响,即使他们在相当的深度。相比之下,白云石山脉高导热系数有显著降低热导率即使他们吞下深度。白云石的导热系数为4.05 W / m·K下降了大约四分之一。如此大的差异可能会导致一个重要的温度曲线和热流计算误差在一个盆地,必须合理治疗。在一起,如果一个样本有较低的热导率(< 2.20 W / m·K)在室温环境下,修正可以省略。相反,岩石的高导热系数(> 2.70 W / m·K), temperature-driven效应应该考虑。修正是一个可行的方法; however, measurement in situ is, by contrast, the most accurate one. It is necessary to develop in situ measurement techniques to determine the thermal conductivity of deep buried rocks.

纠正结果检查连续温度测井资料和热导率。温度曲线和地层柱状图中4的塔里木盆地收集(图9)。温度梯度大大降低在5400米深度从22.9°C /公里14.7°C /公里,这是来自上下地层之间的巨大差异在导热系数。上部地层由砂岩、泥岩和灰岩。根据以前的数据的热导率Tazhong塔里木盆地面积(34)和相应的厚度岩石,上部地层的平均热导率的分析计算,获得加权调和平均数,是2.34 W / m·K。白云石的较低的地层平均导热系数是4.03 W / m·K。可以获得的热流,53.59 mW / m²和59.24 mW / m²分别通过上下地层。的差异源于的导热系数较低的地层。因为热的温度和更大的热导率低的地层,有必要考虑到温度对热导率的影响。与此相反,上部地层的导热系数低,环境温度也低。两个因素通常导致疲软的温度效应。根据上述方法,热导率低的地层被修正为3.25 W / m·K。修正后的值,重新计算热流47.78 mW / m²,略低于上部地层。这是由于岩石的放射性生热性。在塔里木盆地岩石放射热产率接近1.17μW / m³(35]。在此基础上,放射热的贡献得到上层的热流的放射热产率乘以地层的厚度,这是6.43 mW / m²。添加6.43 mW / m²47.78 mW / m²获得的总热流和54.21兆瓦/ m²的值,也就是等于53.59 mW / m²。这项协议表明,有必要正确的岩石在高温下的热导率,尤其是对于那些岩石热导率。

5。结论

测量导热系数的28个样本,以下的结论可以得出:(1)样品的热导率25°C显示的平均值为碳酸盐岩和碎屑岩比侵入岩和火山岩。尽管它,不同岩性岩石仍有可能互相重叠在很大程度上由于众多因素施加重要影响的岩石(2)实验表明,高温下曲线可以分为三类依赖的价值在25°C不管岩性。与一个伟大的高于4.5 W / m·K 25°C,岩石强烈降低了随着温度增加,曲线逐渐慢下来。如果撒谎从2.5 W / m·K为3.5 W / m·K显示了一个线性减少。当低于2.5 W / m·K稍微增加从室温到150°C,然后在剩余的温度范围减少。这种现象可以解释为硅酸盐材料具有类似的事实在室温下可能出现类似反应温度。虽然大幅偏离矿物学、化学结构、元素等,不同类型的岩石可以作为silicate-bearing材料,因此受到硅酸的传热规律的制约(3)塔里木盆地的导热系数的修正表明,温度对热导率的影响很大程度上取决于它的值在室温下,而不是深度的样品撒了谎。虽然压力和流体可以影响导热系数,其影响可以忽略温度与现状。导热系数的修正是必要的对于那些岩石高温下热导率高

数据可用性

使用的数据来支持本研究的发现可以从第一作者。第一作者:奇;电子邮件:chenchigeosci@foxmail.com。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突。

确认

作者透露收到以下金融支持研究,作者,和/或出版这篇文章的:本研究支持的“中国国家自然科学基金”(批准号41772248),“中国国家科技重大项目”(批准号2017年zx05008004)和“中国国家重点研发项目”(批准号2018 yfc0604302)。

引用

1. m·阿比德、美国哈默施密特和j·科勒”依赖于温度和水分桑德砂岩的热物理性质,“国际热科学杂志》上卷,86年,第94 - 88页,2014年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
2. x李、刘,和c .风”热性能在塔里木盆地的沉积岩,中国西北,”中部公告,卷103,不。7,1605 - 1624年,2019页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
3. 李问:苗族,惠普,g .陈”依赖于温度的热扩散率、比热容和热导率的几种类型的岩石,“热分析和量热法杂志》上,卷115,不。2、1057 - 1063年,2014页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
4. a . e . Ramazanova和s . n . Emirov”效应的压力和温度对粉砂岩和白云岩的热导率,”俄罗斯科学院公报》,卷76,不。1,第177条,第127 - 125页,2012年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
5. a·g·惠廷顿,a . m .他认为,p . i Nabelek”与温度有关的地壳的热扩散系数对岩浆作用和影响。”自然,卷458,不。7236年,第321 - 319页,2009年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
6. f .桦树和h·克拉克,“岩石热导率及其依赖温度和成分,”美国科学杂志,卷238,不。8,529 - 558年,1940页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
7. 》。Vosteen和r . Schellschmidt温度对热导率的影响、热容量和热扩散系数为不同类型的岩石,“地球的物理和化学,28卷,不。9 - 11,499 - 509年,2003页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
8. i m . Abdulagatov Emirov、z z Abdulagatova,郑胜耀Askerov,“压力和温度对岩石的热导率,”《化学与工程数据,51卷,不。1,22-33,2006页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
9. y . a .波波夫d·f·c·Pribnow j . h . Sass c·威廉姆斯和h Burkhardt,”表征岩石热导率的高分辨率光学扫描”地热学,28卷,不。2、253 - 276年,1999页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
10. k .马诺、d . w . Yarbrough和j·r·布斯”明显的热探针导热系数的测量方法,”杂志的测试和评估,28卷,不。5,345 - 351年,2000页。视图:谷歌学术搜索
11. j·j·希利,j . j . de Groot和j . Kestin”理论的瞬态热线法测量热导率,”自然史B + C,卷82,不。2、392 - 408年,1976页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
12. h·e·哈利法、j . Kestin和w·a . Wakeham”理论的瞬态热线气体混合物的导热系数,测量细胞”自然史Statal力学和它的应用程序,卷97,不。2、273 - 286年,1979页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
13. s e . Gustafsson“瞬态平面技术来源固体材料的热导率和热扩散率的测量,”审查的科学仪器,卷62,不。3、797 - 804年,1991页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
14. k . i Horai“矿物的热导率,”地球物理研究杂志》卷,76年,第1308 - 1278页,1971年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
15. c .条款和e . Huenges岩石热导率和矿物质美国地球物理联盟。美国,华盛顿,1995年。
16. d . Pribnow C·威廉姆斯,j·h·萨斯和r·基廷,“热导率的水饱和岩石应承担KTB导孔的温度在25到300°C,”《地球物理研究快报,23卷,不。4、391 - 394年,1996页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
17. 美国工作,”深度依赖为典型的地壳岩石的热输运性质”地球和行星内部的物理,卷69,不。3 - 4、299 - 303年,1992页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
18. w·h·萨默顿,热性能和温度相关的岩石/流体系统的行为爱思唯尔,纽约,1992年。
19. i m . Abdulagatov Emirov、t . a . Tsomaeva k . a . Gairbekov s . y . Askerov和n . a . Magomedova“导热系数的熔融石英,石英陶瓷在高温和高压力,”固体的物理和化学》杂志上,卷61,不。5,779 - 787年,2000页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
20. j·h·萨斯、a . h . Lachenbruch和r·j·门罗“导热系数测量岩石的碎片及其应用热流决定,”地球物理研究杂志》,卷76,不。14日,第3401 - 3391页,1971年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
21. k . i Horai和j . i Susaki”压力的影响硅酸盐岩石热导率的12个千巴,”地球和行星内部的物理,55卷,不。3 - 4、292 - 305年,1989页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
22. z Abdulagatova、i m . Abdulagatov和v . n . Emirov”温度和压力对砂岩的热导率,”国际岩石力学和采矿科学杂志》上,46卷,不。6,1055 - 1071年,2009页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
23. a·e·贝克·d·m·Darbha和h . h . Schloessin“晶格导率在地幔单晶和多晶材料的压力和温度,“地球和行星内部的物理,17卷,不。1,35-53,1978页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
24. 赵j .罗j .贾h . et al .,“热导率的测定砂岩从实验室到现场规模,”环境地球科学,卷75,不。16日,2016年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
25. P.-X。刘,S.-B。邓,p .关,Y.-Q。金,k . Wang和Y.-Q。陈”的性质、类型和成岩流体及其控制的起源进化寒武纪Xiaoerbulak白云岩形成的孔隙度低,塔里木盆地西北部,中国,“石油的科学,17卷,不。4、873 - 895年,2020页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
26. G.-H。元,研究。曹,j . Gluyas et al .,“重要的是埋藏砂岩中碳酸盐溶解:证据从岩石学、孔隙度、实验,和地球化学计算,”石油的科学,16卷,不。4、729 - 751年,2019页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
27. k .阿尔伯特·m·舒尔茨c·弗朗茨·r·Koenigsdorff和k . Zosseder“热导率估算模型考虑含水饱和度的影响解释岩石热导率的异质性,”地热学卷,66年,页1 - 12,2017。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
28. p . Nagaraju和s·罗伊,”水饱和岩石热导率测量的影响,“构造物理学卷,626年,第143 - 137页,2014年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
29. a . m .他认为,“地幔热导率值和地热从声子寿命,”科学,卷283,不。5408年,第1706 - 1699页,1999年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
30. t·李,张炳扬。吴,z。王”,为煤煤孔隙结构的动态变化在精炼升级预处理温度、”石油的科学,18卷,不。2、430 - 443年,2021页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
31. w·林,o . Tadai t Hirose et al .,“岩石在高压条件下,热导率”岩石力学对资源、能源和环境,页311 - 314年,泰勒和弗朗西斯集团,伦敦,2013年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
32. r·g·罗斯·安德森b . Sundqvist和g . Backstrom“导热系数的固体和液体的压力下,“物理学进展报告卷,47号10日,1347 - 1402年,1984页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
33. c . s . Liu x Lei Feng,李x”热流、深地层温度和塔里木盆地的热结构,”EGU大会会议摘要,2016年中国西北。视图:谷歌学术搜索
34. l . c, s . Liu Wang和c·李,“现今地温场特征在塔里木盆地中央隆起区和影响生烃和保存”中国地球科学大学地球科学杂志,35卷,第656 - 645页,2010年。视图:谷歌学术搜索
35. 张x罗朱c, b, b . Tang和t·陈,“热产率计算使用γ-射线测井沉积形成的塔里木盆地,中国西北,”学报一般卷,94年,第2088 - 2078页,2020年。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索

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