8.3.3 Sifat-Sifat Termal Batuan Sedimen

8.3.3.1 Nilai Rata-rata dan jangkauannya

Table 8. menunjukkan jangkauan dan nilai rata-rata dari konduktivitas termal batuan sedimen.

Berdasarkan dari perbedaan sifat-sifat termal antara mineral-mineral dan mineral pengisi pori-pori.Table 8.7 sifat-sifat termal batuan sedimen,Referensi : b- blackwell and steele 1989; C-Cermak and Rybach, 1982; D- Dortman 1976; J- Jessop, 1990 ( data after Roy et al, 1981);K- Kobranova, 1989; S- Schuch, 1980;

Rock type λ∈¿ Wm-1K-1

n range meanCF in kJ kg-1K-1

n range meana in m2 s-1

range meanRef

Anhydrite

Gypsum

Salt

77 1.00…6.05 4.003 4.89…5.73 5.43 4.90…5.75 4.90…5.80 2.50…5.80

0.60…1.67

70 1.4015 1.67per

0.81…0.94 0.98

0.58…0.61

0.90…1.10

CJDBE

K

8.3.3.2 Batuan sedimen padat/tak berpori

batuan sedimen padat menunjukkan influesces utama yang sama dan sifat yang mengendalikan sifat termal batuan magmatik Mineral isi dan sifat termal mineral Interna struktur batuan anggota khas dari kelompok ini adalah non anhidrit berpori, carbonater dan garam typesof berbeda. Tabel 8.8 berisi beberapa contoh dari konduktivitas termal garam. Tabel 8.8 beberapa contoh konduktivitas termal garam; referensi C-Clarke (1966); Cr-Creutuzburg (1965); M-Mainke (1967); P-Plewa (1966); H0Hernin dan Clarke (1965), L-Loney dan Wilson (196); semua dikutip oleh Cermak dan Rybach, 1982; D-Dortman (1976); K-Kobranova (1989).

Konduktivitas termal garam biasanya menurun peningkatan temperatur woth dan meningkat dengan meningkatnya tekanan. Gambar 8.7 menunjukkan penurunan ini tergantung suhu untuk konduktivitas termal dan difusivitas termal.Harus dicatat bahwa, impuities atau admixtures misalnya dari anhidrit atau tanah liat mengubah properti dari garam murni. Gambar 8.8 mengilustrasikan ini dalam plot konduktivitas termal vs

kepadatan untuk batuan duduk anhidrit dan tanah liat yang mengandung kedua parameter tersebut dipengaruhi oleh kotoran dalam arah yang sama....

TFigure 8.7 konduktivitas termal dan diffucivity termal garam batu kristal sebagai fungsi dari temperatur (setelah Yang, 1979 dikutip oleh Roy, 1981)

Gambar 8.8 Konduktivitas termal vs kepadatan untuk garam batu anhydritic dan tanah liat (garam karang) dari Thuringia / Jerman; setelah data diukur dari meinke et al (1967)....

8.3.3.3 batuan sedimen parous Dalam porositas berpori sedementary, batuan dan efek kadar air konduktivitas termal batu untuk gelar. Yang bisa dominan (Kappelmeyer dan Haenel, 1974). Perilaku termal sangat enfluenced oleh berbagai pori yang berbeda mengisi bahan. Prinsip dependensi dapat dipahami dengan memeriksa gambar schmatic dalam gambar 8.9. konduktivitas termal batuan cinstituents ahown di atas dan di bagian bawah, ketergantungan yang dihasilkan pada potosity (kiri) dan kadar air (kanan).

Gambar 8.9 Konduktivitas termal porous dependensi rock-pokok sedimen Berarti rentang dari Komponen (A udara, gas: O-Minyak; W-air, M-matriks, mineral), Konduktivitas termal λ vs porositas Φ untuk pasir dan batu pasir di pori-pori yang berbeda mengisi bahan (setelah Woodside dan Messmer, 1961) konduktivitas termal vs kadar air untuk komponen padat yang berbeda campuran padat-cairan; 1 - kuarsit (Φ = 0.366), 2 - quartize (Φ = 0,423), 3 - batu gamping. (Φ 0,389 =).

Umumnya, peningkatan konduktivitas termal dengan Penurunan porositas (gambar 8.9 b). Meningkatkan Konduktivitas termal isi pori (bandingkan kurva berbeda dalam gambar 8,9 b, 8,9 c dan tabel 8.9) Peningkatan kadar air (gambar 8,9 c). Meningkatkan Konduktivitas termal dari zat mineral padat (bandingkan kuarsit dan limertone pada Gambar 8.9 c). Peningkatan obligasi butir atau sementasi. Pengaruh ini sangat luar biasa dalam hal isi pori rendah comductivity termal dengan kontras hogh dari conductivit termal antara bahan matriks dan pori

(bandingkan Griffith et al (1992) dibahas. pengaruh ukuran butir pada panas per satuan volume dan dengan demikian, mengurangi konduktivitas termal (misalnya pengurangan 27% dari nilai konduktivitas termal monocrystalline pada ukuran butir 0,1 mm, dan penurunan 50% pada 0,05 mm)

Tabel 8.9 Konduktivitas termal cairan pori batupasir dengan berbagai (setelah data dari Woodside dan Messmer, 1961)

Dependensi ini akan discussrd berturut-turut.

The korelasi antara porositas dan konduktivitas termal eksperimental telah diselidiki oleh beberapa penulis. Kecenderungan umum, serta, pengaruh bahan pori mengisi dan os sementasi terlihat dalam hasil Woodside dan Messmer (1961) dalam gambar 8.9 c

Pemisahan antara nilai untuk mengisi pori bahan (udara, minyak dan air) jelas vsible untuk pasir tidak dikonsolidasikan, dimana untuk batupasir disemen valur adalah jauh lebih dekat. Ini adalah hasil af bagian yang dominan dari perpindahan panas oleh kerangka matriks cementrd.

Plew (1976) telah menggunakan hubungan empiris termal linier antara m-1 K-1 Φ di fraksi) λ = 4.12-9.82Φ ... ... ... ... ... ... ... .... (8-24) Atau lebih umum λ = a_1-b_1 Φ ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... .. (8-25)

Sering, sebuah hubungan lineas empiris antara λ konduktivitas termal dan kepadatan d digunakan (untuk Cermak misalnya,, 1976 Cermak dan Rybach, 1982) λ = 〖-a〗 _2 + b_2 Φ ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... .. (8-26) Dimana a2, b2 secara empiris.

Sebagai contoh angka ini applicarion 8.10. menunjukkan hasil yang diperoleh oleh Poulsen et al (1981) untuk batugamping Siluria kompak.

Gambar 8.19 vs konduktivitas termal, kepadatan lemestones (O-kering, - air jenuh data setelah Poulson

et al (1981); aquations untuk regresi kurva melihat teks.

Analisis data berikut persamaan (26/08) mengakibatkan hubungan untuk batuan kering; λ = 0,00735 d-16, 73 ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... .. (27/08)

Dan untuk batuan jenuh air; λ-0.0042d-8,030 ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... (28/08).

Dimana kepadatan d dalam kgm-3 dan konduktivitas termal λ dalam W m-1K-1

Tabel 8.10 berisi beberapa parameter untuk relasi (26/08) yang diperoleh dari penyelidikan eksperimental dari penulis yang berbeda. Kappelmeyer dan Haenel (1974) mengacu pada fakta yang berserakan tinggi hubungan seperti itu karena sampel individu berbeda dalam isi kuarsa tersebut. Cermak (1967) mencatat kecenderungan valur tumbuh a2 dengan bertambahnya usia geologi sedimen.

Tabel 8.10 empiris koefisien dari persamaan 8-26 tor batuan sedimen menggunakan data dari referensi berikut (C67-Cermak (1967), C82-Cermak dan Rybach (1982), H76-Hurtig dan Schlosser (1976), P81-Poulsen (1981 ).

Persamaan 8-25 dan 8-26 yang setara; dengan menggunakan hubungan densitas-porositas (persamaan 3-3) kita dapatkan λ =- a_2 + b_2 [(1-Φ) d_m + Φd_p] ... ... ... ... ... .. 29/08) Mengikuti konversi =- a_1 a_2 + b_2 d_m. b_1 = b_2 Φ (d_m-d_p) ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... .. 30/08

Berdasarkan model mean geometrik (lihat bagian 8.4.2.2) balling et al. (1981) diturunkan oleh kuadrat terkecil sesuai hubungan antara konduktivitas termal dan dari (equatuon lihat 8-46) untuk sedimen conecoic dan mesozoid (Denmark) λ = a ^ Φ.b ^ (1-Φ) ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... (31/08)

Tabel 8.11 menunjukkan rata-rata nilai untuk parameter a dan b

Tabel 8.11 empiris ditentukan parameter a dan b (dalam W / mK) untuk persamaan 8-31 referensi; balling B et al, 1981;. L-Lovell, 1985 (lihat juga Griffith et al, 1992).

B parameter dikendalikan oleh sifat matriks (lihat bagian 8.4.2.2). oleh karena itu, reatively tinggi untuk batu pasir dan terutama untuk batupasir kuarsa. Sebuah kenaikan kandungan clay (misalnya dalam kasus pasir shaly) menghasilkan konduktivitas termal menurun. Sebuah studi tentang masalah ini-dengan teori-WAC pertimbangan diterbitkan oleh Brigaud et al (1989). Gambar 8.9 dan 8.10 menunjukkan influesce dari pori propertiesof termal material pengisi pada konduktivitas termal batuan berpori; bahkan lebih berbeda untuk batu yang tidak dikonsolidasi daripada untuk konsolidasi (lihat gambar 8.9b). Somerton (1958) telah menerbitkan hubungan empiris untuk rasio konduktivitas termal kering (λ_dry) dan cairan jenuh (λ_sad) batuan berpori yang berkaitan dengan conductiivity termal dari fluida pori (λ_fluid) (Λ_sat / λ_dry) = (λ_fluid / λ_dry) ^ (c Φ ^) ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... 8-32 Dimana Φ adalah porositas dan c suatu eksponen empisical di kisaran 0,9 ... 1,3.

Pengaruh inceasing dari cinductivity bahan pori dengan porositas frowing juga dapat digambarkan oleh angka 8.11 menggunakan data dari kunii dan smith; Messmer (1960 Roy lihat, 1981) dan Woodside dan (1961), rasio konduktivitas batuan untuk pori-pori yang diisi dengan air dan udara λ_water / λ_air dan, juga, rasio untuk pori-pori diajukan dengan air dan minyak λ_water / λ_oilis diplot Φ porositas. Sebuah regresi linier mengarah ke hubungan berikut untuk rasio konduktivitas batuan:

Kami mencatat pengaruh yang kuat kontras konduktivitas antara pori dianalisis pengisian bahan (lihat juga Gambar 8.9)

Cermak dan Rybach dicatat bahwa terdapat peningkatan konduktivitas dengan kadar air meningkat, yang mencapai maksimum pada porositas sekitar 20 ... 30%. Mereka berasal suatu hubungan empiris antara konduktivitas "basah" dan "kering" cinductivity λ_wet = λ_dry exp (2.4.C_w) ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... ... (8-33)

Dimana Cw adalah konten waer dari batuan di fraksi volume. Hubungan ini sontains yang effet gabungan shanging porositas dan perubahan derajat kejenuhan air (Cw = Φ. Sw). dachnov dan Djakonov (1952) Djakonov dan Jakpvlev (1969) telah menemukan hubungan sebanding dengan eksponen dari 0,8 Cw.

8.3.3.4 dikonsolidasi sedimen

Beberapa sifat dan dependensi dibahas dalam bagian 8.3.3.3, berikut suplemen diskusi ini. sedimen laut unconsoidated adalah jenis tertentu dari sedimen, yang ditandai dengan porositas tinggi dan ikatan yang sangat longgar antara butir individu. Hasil penelitian telah publisged oleh Somerton dan kedai bir (1960), Ratcliffe (1960), Hutt dan Berg (1968), v. Herzen dan Maxwell (1969), dan dalam koleksi data yang dikutip.

Gambar 8.12 menunjukkan hubungan antara konduktivitas panas dan kadar air (% berat) diplot setelah data dari Ratcliffe (1960), dan korelasi yang diperoleh antara konduktivitas panas dan porositas. Bullard dan Hari (1961) disarankan untuk sedimen dasar laut hubungan empisical antara konduktivitas termal dan porositas sedimen λ = [(0,161 ± 0,014) + (0,651 ± 0,030) Φ] ^ (-1) ... ... ... ... ... ... ... ... .. (8-34)

Tipe lain khusus batuan tidak dikonsolidasi tersebut adalah tanah. konduktivitas termal mereka pada dasarnya dipengaruhi oleh kelembaban tanah (angka 8,13) dan juga menunjukkan hubungan non-linear. Korelasi kuat doscussed oleh Nibterkorn pada tahun 1962

Schuch (1982) dapat dikutip untuk perilaku umum tanah: "Konduktivitas termal tanah kering adalah kecil (0,2 ... 0,8 W / mK), mencapai maksimum sebesar 20 sampai 30% berat kadar air 2 atau 3 W / mK ), berkurang untuk isi yang lebih tinggi dari air, misalnya, basah rawa, dan menarik dekat nilai konduktivitas termal air (0,6 W / mK). Penurunan ini berasal oleh porositas peningkatan dalam jangkauan dan penurunan yang terkoneksi dari perpindahan panas oleh kerangka bagian padat dari tanah ".

8.3.3.5 ketergantungan konduktivitas panas pada tekanan dan kedalaman

Meningkatkan hasil pressere konduktivitas termal meningkat di batuan sedimen (gambar 8,14) terutama disebabkan Peningkatan transportasi panas pada kontak butir-butir dan juga pada microcracks retak atau cacat lainnya dalam matriks padat kompak. Penurunan porositas. Oleh karena itu, tekanan variasi dikondisikan konduktivitas termal lebih jelas dalam batuan kompresibel (sedimen tidak dikonsolidasi, endapan konsolidasi woth porositas tinggi) dan bukan di batuan dengan nol atau kompresibilitas kecil (karbonat padat, anhidrit). Ketergantungan langsung varations konduktivitas termal pada perilaku deformasi menjelaskan fenomena nonlinier dan ireversibilitas parsial

("histeresis") dari konduktivitas termal kurva tekanan vs.

Presentasi log-log konduktivitas panas terhadap hasil tekanan dalam koreksi linear sebagai pendekatan pertama. Hal ini terkait dengan kuasa hukum dari bentuk λ = λ_o (plp_o) m ^ ... ... ... ... ... ... ... ... .... (8-35)

Dimana dalam hal ini khususnya eksponen m adalah antara 0,02 dan 0,04. Ketergantungan kedalaman konduktivitas termal adalah efek gabungan dari ketergantungan tekanan dan temperatur, dari pressere vertica dan gradien suhu dan efek og diagenesis, kompaksi dan sementasi. Gambar 8.15 menunjukkan hasil untuk sampel shale. Kesalahan pengukuran laboratorium diberikan oleh penulis menjadi kurang dari 5%. Tersebarnya data menegaskan bahwa struktur batuan dan komposisi individu sampel tekuk lateral (misalnya lempung dan konten kuarsa) juga berpengaruh. The trand umum didekati dengan regresi linier dan non-linear yang berbeda, di mana yang terbaik didekati dengan hasil kasus tertentu dalam bentuk. λ = 0,229 z 0,256 ................................( ^ 8-36) Dengan koefisien korelasi r = 0,82; kedalaman z adalah di m.

Gambar 8.15 Konduktivitas termal vs kedalaman untuk serpih (depresi anjinour

Kompleks dampak mendalam dan hasil proses feolofgical berbeda dalam kecenderungan peningkatan konduktivitas dengan usia geologis "untuk jenis rock sebanding. Tabel 8.11 mencerminkan ini untuk batuan sedimen dari Jerman. Tabel 8.11 nilai rata-rata dan deviasi standar λ konduktivitas termal, c panas spesifik, dan kepadatan d batuan sedimen dari Jerman, setelah Kappelmeyer dan Haenel (1974).

Gambar 8.16 menunjukkan hasil pengukuran sampel sedimen tidak dikonsolidasi trom sebuah lubang di Danau Zurich (Swiss). Dan konduktivitas kenaikan 30 m paling atas dari sekitar 0,9 menjadi sekitar 1,6 / mK W. Dari 30-137 m konduktivitas s menunjukkan peningkatan yang lebih kecil sampai sekitar 2,4 / mK W (Finkh, 1983). Kecenderungan umum dari data percobaan adalah peningkatan nonlinear konduktivitas dengan kedalaman.

Gambar 8.16 Konduktivitas termal terhadap kedalaman determened pada core sedimen dikonsolidasi dari lubang bor di Lake Zurich, Swiss (setelah Finckh, 1983).

8.3.3.6 anisotropi konduktivitas panas (batuan sedimen) anosotropy konduktivitas termal ini berkorelasi dengan propertios struktural-tekstur batuan sedimen. Karbonat dan batu pasir biasanya menunjukkan hanya anisotropi kecil (kebanyakan di kisaran hingga 1.3). anisotropi tinggi di carbonater (sampai sekitar 1,3 ... .1.4) dapat berasal dengan tempat tidur yang berbeda atau orientasi retak. batuan anisotropik khas adalah serpih (hingga 2,5) dan batulempung (sampai 4)