温度场分析（温度场分析用什么软件）

Abaqus在材料设置里可以设置固相温度，液相温度，以及熔化潜热来模拟有关相变的温度场；设置路径为Material—Thermal—Latent heat；ANSYS 温度场分析。用ANSYS进行瞬态温度场分析，请问如何在后处理中查看一条线上温度随时间的变化呢？应用有限元方法模拟计算流场（温度场）是将连续的流场（温度场）离散成有限数量的水头（温度）结点。因此，这些结点间的距离越小，结点数越多，所得的结果就越接近真实的流场（温度场）。成矿作用过程中流场、温度场模拟计算的边界条件如表5-1所示。

ABAQUS温度场分析里，如何设置混凝土与型钢之间完全传热

Abaqus在材料设置里可以设置固相温度，液相温度，以及熔化潜热来模拟有关相变的温度场；

设置路径为Material—Thermal—Latent heat；

ANSYS 温度场分析

加载可能有问题，注意对照书中的例子，对热分析不了解。但我看你是把材料1都选中了，然后加了温度40度，这样不对，应该把那个面选中，然后选中面上所有的节点，耦合这些节点的自由度，然后加温度。你这个D和DA的加载命令最好跟书中保持一致。

用ANSYS进行瞬态温度场分析，请问如何在后处理中查看一条线上温度随时间的变化呢？

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然后去网格上面选择你要的节点

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就可以查看某一点的结果了

workbench装配体温度场分析求助

同学，你好！

关于ANSYS workbench中关于温度场分析的模块主要有稳态热分析、瞬态热分析、热结构耦合分析、热流耦合分析，可以实现热场量与时间关系的分析，热场与结构、流体等的耦合分析。装配体温度场分析主要关注一下几点：

结构整体在温度场中的表现（在各种温度场中相应的温度分布云图，能量流向等）；

装配体中由于配合两个零件材料不同、应力状态不同造成的对于温度变化的反应不同（结合面由于温度变化的热应力）；

产生的热应力对于装配体结构分析过程中产生的影响。

希望能帮到你！

电磁感应加热温度场如何分析？如何计算温度场啊

一、电磁感应加热温度场这样分析

1、原理：导体处于交变电流中时，交变电流使导体周围产生交变磁场，从而引起集肤效应使导体在短时间内迅速被加热，交变电流的频率越高，集肤效应越严重。

2、电流透入深度对感应加热的影响：

把金属圆柱体放在通有交流电的线圈中，尽管金属圆柱不与线圈接触，线圈本身的温度也很低，但是圆柱表面却会被加热到发红，甚至熔化，这是由于电磁感应作用，在金属柱中感生与线圈电流方向相反的涡流,在涡流的焦耳热作用下，金属自身发热升温所引起的。金属圆柱中的感生电流的分布在表面最强，在径向从外到里按指数函数方式减小。这种电流不均匀分布的现象，随电流频率升高而趋显著。

3、感应加热时工件温度的分布：

感应加热时，电能在金属透入层转变为热能，再依靠金属本身的热传导能力使热能由温度高处向温度低处传递,即由电流透入层传向中心。因此，导体内部各点的温度在不断的变化，工件径向温度的大小与表面功率密度及被加热材料的导热系数有关。

二、这样计算温度场

1、判断控制方程属于齐次稳态方程、齐次非稳态方程、非齐次非稳态方程的一种，并写出温度场的控制方程。

2、写出边界条件和初始条件，根据边界条件判断其是否其次。

3、无论是非齐次方程还是齐次方程，其求解的核心还是分离变量法。可用格林函数求解非齐次热传导问题，其格林函数是齐次热传导的解。假设热传导方程的分离变量形式，然后根据各变量的边界调节条件得出改变量方程的解的形式。然后将各变量的解写成级数叠加的形式。同时，根据t=0时初始条件下的温度分布求解出级数叠加形式下的系数函数。求解的方法一般都是根据特征函数的正交性消去正交项得到系数函数。此时会定义相关的范数形式。

4、此时已经得到温度场函数的解。若是非齐次热传导方程，则需要利用格林函数求得温度场函数。

锡矿山超大型锑矿成矿过程中流场、温度场计算分析

一、计算剖面

依据地层出露、空间分布以及钻井资料可建立大乘山-锡矿山剖面。该剖面地质工作程度较高，是湘中盆地南北向横切面的一半，锡矿山向北东盆地边缘的另一半剖面其水动力学体系与该剖面相同。因而，在减少计算工作量的情况下，该剖面可完全用于锡矿山超大型锑矿床成矿过程中区域流体作用的二维模拟。大乘山-锡矿山剖面现代地形为：盆地边缘即大乘山一带，海拔约1255～1514m，平均1380m，盆地内部约400m左右，而锡矿山处于盆地中相对隆起的位置，约824m（史明魁等，1994）。湘中地区平均剥蚀速度为20m/Ma，隆起区的剥蚀速度大于此值，约25m/Ma，盆地内部坳陷区小于此值，约12m/Ma，锡矿山矿区剥蚀速度为14m/Ma（史明魁等，1994）。方解石Sm/Nd同位素定年研究表明，锡矿山的成矿年龄为156.3±12Ma（Xiongwei Hu et al.，1996）。因而，锡矿山成矿时，湘中盆地的古地形可由现代地形加上剥蚀厚度去恢复。大乘山盆地边缘一带上推3.6km，锡矿山一带上推2.01km，盆地内部上推1.80km。

二、水文地层单元的划分及有限元剖分

根据湘中地区及大乘山—锡矿山剖面上地层出露情况、岩性以及水文特性，可将大乘山—锡矿山剖面从下到上划分为四个水文地层单元（对应于表1-1中的B、C、D、E），如图5-3所示：①为板溪群—寒武系、盆地底部区域含水层（aquifer）；②为奥陶系—志留系，岩性以黑色板岩、板状页岩、泥岩为主，弱含水层（aquitard）；③中泥盆统至上泥盆统锡矿山马牯脑灰岩段，岩性为砂岩、粉砂岩、灰岩、硅化灰岩，含水层；④锡矿山组欧家冲段至下石炭统大塘阶测水段页岩、砂岩、泥灰岩夹煤层，为弱含水层。

应用有限元方法模拟计算流场（温度场）是将连续的流场（温度场）离散成有限数量的水头（温度）结点。因此，这些结点间的距离越小，结点数越多，所得的结果就越接近真实的流场（温度场）。也就是说单元划分得越多，计算结果就越好，但由于受到计算机内存容量及运算速度等因素的限制，在实际计算中应在满足精度的前提下尽量减少单元的个数。根据实际地质情况，在大乘山—锡矿山剖面横向上，0～27km间采取等间距剖分Δx=1.5km，27～33km间以Δx=1.0km等间距剖分；纵向上各水文地层单元均采取等间距剖分。共计295个结点，521个三角形单元，如图5-4所示。

图5-3 计算剖面水文地层单元

图5-4 计算剖面网格剖分图

三、模型参数

成矿作用模拟研究的数学模型是由一系列描述流体运动、热迁移、溶质运输及化学反应的方程组加上定解条件及模型参数构成。锡矿山超大型锑矿床成矿过程数值模拟主要是研究重力驱动大规模水流在成矿中的作用，了解矿床形成过程中流体的运移特征以及温度场形态。因而，其数学模型是由第二节所论述的流体流动方程、热迁移方程及状态方程加上定解条件（对于稳态问题为边界条件）和常量参数、各水文地层单元的水文参数组成。

对于大乘山-锡矿山计算剖面，其底部板溪群的下面为冷家溪群。冷家溪群的岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以板溪群和冷家溪群间的不整合面（武陵运动）为界，为隔水面。左边界是盆地边缘的隆起区，为一分水岭，右边界为区域性大断裂（城步-冷水江断裂），水文地质资料及大地电磁测深（湖南地质勘探二四六队，1985；中国地质勘查技术院，1990）表明该断裂为一导水不透水断裂。计算剖面的上部边界为潜水面，潜水面的形态与古地貌形态一致。

成矿作用过程中流场、温度场模拟计算的边界条件如表5-1所示。数值模拟中所应用的常量参数如表5-2。各水文地层单元水文参数的选取，取决于该单元岩性组合特征、地层连续性、水文特征。在沉积盆地中，多孔介质（porous media）的特性如水力传导率（渗透系数）、多孔介质的孔隙度，是影响流体运移的重要因素。同一介质其水力传导率变化范围较大，且不同介质其水力传导率（渗透系数）、孔隙度、热传导率各异（图5-5，图5-6，图5-7）。介质的渗透系数值与测量尺度有关（Garven，1985，1986；Garven，et al.，1993）。通常情况下，随着测量尺度的增大，介质的渗透系数也增大。图5-8碳酸盐岩渗透系数与测量尺度的关系就说明了这一点。

表5-1 湘中计算剖面数学边界条件

表5-2 数值模拟中的常量参数

根据湘中各时代地层的水文特性、各水文单元的岩石组合特征，计算剖面（图5-3）中各水文单元的水文参数赋值如表5-3所示。

表5-3 模拟计算中各水文地层单元的水文参数取值

图5-5 常见岩石的渗透率及渗透系数

图5-6 不同岩石类型的孔隙度

图5-7 不同岩石介质的热传导率

图5-8 碳酸盐岩渗透率与测量尺度关系

四、流场、温度场的数值模拟结果

由流场数值模拟结果（图5-9）可以看出，来源于大气降水的湘中区域古流体在重力作用下于盆地边缘高地势区（流体补给区）下渗，进入盆地底部的寒武系、震旦系和板溪群，即区域含水层（图5-3）。流体沿着区域含水层向盆地内部即锡矿山位置运移，区域含水层中流体的运移速度在1～8m/a。微量元素分析及开放含硫水热体系水岩淋滤实验研究结果表明（解庆林，1996），湘中的板溪群、震旦系和寒武系中不仅成矿元素（Sb、As、Hg）含量高，而且元素的淋滤率较大，是重要的矿源层。可见，湘中的板溪群、震旦系和寒武系既是区域含水层（图5-3）又是矿源层。古流体场的形态、流体运移速率的大小受盆地几何形态、盆地横向跨度与纵向深度之比、水文地层单元的分布及其水文特性（渗透率、孔隙度等）等因素的影响。从图5-9可以看出，在含水层中流体运移的速率较在弱透水层中大。古流体在沿着区域含水层由盆地边缘向锡矿山位置运移过程中，流体与岩石不断发生水岩相互作用，淋滤、萃取地层中的成矿元素Sb，使得古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。流体运移至锡矿山位置时，受到区域断裂（在锡矿山为F75断层）的导矿作用，流体沿着断裂带上升于有利地质背景（断裂一侧的背斜核部及弱透水层的屏蔽作用）下汇聚、卸载成矿。

图5-9 湘中流场实际平均流速矢量

由温度场的模拟结果（图5-10）可知，锡矿山泥盆纪佘田桥组的温度为240℃左右，这一温度值与包裹体测温所得成矿温度（140～270℃）一致。图5-10还表明，盆地边缘（大乘山一带）地温梯度（35℃/km）小于盆地内部（锡矿山一带）的地温梯度（55℃/km）。湘中古地温场所表现出的这一特征是由重力驱动（或称地形驱动）古流体区域运移，从而引起热量迁移所致。在盆地边缘古流体补给区因冷流体的下渗，使得该区地温梯度下降；而在古流体的排泄区，沿断裂带上升的热流体又引起排泄区地温梯度异常，即地温梯度升高。可见，古流体的运移对古地温场的形态有较大影响。另外，温度场还受到介质热传导率、介质水文特性、盆地形态及盆地底部热流等因素影响。在温度场模拟过程中，依据参数敏感性分析得出湘中盆地底部热流为70mW/m2，这一热流值与死海断裂谷热流（72 mW/m2）（Gvirtzman，et al.，1997）和北美大陆内部盆地热流（70～80 mW/m2）（Garven，et al.，1993）接近，且高于全球大陆平均热流（60.2 mW/m2）（王良书等，1989），与盆地成因有关。湘中盆地是一个拉张型断陷盆地，盆地内基底断裂发育。因而，地幔热流对于浅部地壳热流可能会有一定影响。

图5-10 湘中温度场形态特征

五、锡矿山锑矿成矿所需时间及水量估算

根据流体场数值模拟计算结果，在锡矿山成矿处流体的平均流速约为8m/a（图5-9）。平均流速乘上该水文地层单元的有效孔隙度0.15，可求出流体比流量（或达西流速）为1.2m3/m2/a。根据湖南有色地质研究所矿床室的科研报告（1993），锡矿山赋矿层段北东向长约8km，厚约250m。在这有限的流体排泄区，每年排泄的流体量为2.4×109kg。

锡矿山锑矿成矿温度为200～240℃（图5-10）。按平衡常数计算，200℃中性溶液中Sb含量为45.7（×106），显然高于自然界流体的真实值。设含矿流体中Sb含量为计算值的1%，且流体中Sb皆可沉淀成矿。则在锡矿山矿床就位处每年共可沉淀1.0986×103kg辉锑矿。

据解庆林（1996）资料，锡矿山锑矿储量约为2.01×106t。计算得知，要形成锡矿山这一世界超大型锑矿，约需1.8Ma。所需水量即排泄流体量为5.32×1018g。

六、流体活动范围估算

前文已经提到锡矿山超大型锑矿床的成矿物质来源于前泥盆系，即板溪群，震旦系，寒武系。成矿流体来源于盆地边缘下渗的大气降水。来源于大气降水的古流体于盆地边缘下渗进入底部区域含水层即矿源层，淋滤、萃取矿源层中的成矿物质，并于盆地内部锡矿山处卸载成矿。那么要形成累计总储量为2.01×106t的锑矿床需要淋滤多大范围的地层，即流体活动的范围是多大?

锡矿山锑矿床成矿过程中流体活动范围可根据下式估算：

湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟

式中：s——流体活动范围（m2）；

di——第i时代地层厚度（m）；

Ci——第i时代地层岩石中Sb的含量（10-6）；

mi——第i时代地层岩石中Sb的易迁移形式（%）；

ni——第i时代地层岩石中Sb的淋滤率（%）；

ρ——岩石质量密度（kg/m3）；

W——锡矿山锑矿总储量（2.01×106t）；

i——板溪群，震旦系，寒武系，并遵循求和约定。

根据元素存在相态实验（解庆林等，1998），湘中矿源层（板溪群，震旦系，寒武系）岩石中Sb的不同存在形式所占百分数如表5-4所示。由表5-4可知各矿源层不同岩性中Sb元素的易迁移形式（吸附离子形式，硫化物形式和与碳酸盐有关形式）。锡矿山锑矿成矿温度140～275℃，成矿压力200×105Pa。在本次流体活动范围计算中淋滤率ni取200℃，200×105Pa条件下，Sb元素的淋滤率（表5-5）。

表5-4 岩石中Sb不同存在形式所占百分数

表5-5 Sb在各类岩石中的淋滤率

各矿源层厚度可根据前文区域地层中资料确定。计算中板溪群、震旦系、寒武系厚度分别取2800m，3000m，550m。各套地层岩石中Sb含量Ci分别取6.8×10-6（板溪群）、6.01×10-6（震旦系）、5.11×10-6（寒武系）（解庆林，1996南京大学博士论文）。岩石密度均取2.6×103kg/m3。

将以上数据代入式（5-41），求得流体活动范围为1.32×102km2，即形成储量为2.01×106t这一世界超大型锑矿床流体需要淋滤1.32×102km2的含矿地层。

七、锡矿山锑矿床成因新解

根据以上的计算及分析，可以得出锡矿山锑矿床的形成是区域古流体长距离、大通量运移、卸载、沉淀的结果。来源于大气降水的古流体在盆地边缘高地势区因受重力驱动（地形驱动）而下渗，下渗流体进入区域含水层后沿着含水层由盆地边缘向盆地内部（矿床就位处）运移。在古流体运移过程中，因流体—岩石间不断发生相互作用，古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。也就是说锡矿山锑矿床成矿流体来源于30多公里外（图5-9）盆地边缘下渗的大气降水，流体运移主要受到重力驱动。重力驱动区域流体长距离（30km左右）、大范围（132km2）、大通量（2.4×109kg）运移而形成这一世界超大型矿床。流体运移过程中伴随着热量迁移，从而影响古地温场的形态，使得流体补给区（盆地边缘）地温梯度下降，而流体排泄区地温梯度升高。在盆地内部，因断裂的导矿作用，流体上升，并于有利地质背景下就位、卸载、成矿。