物理模擬法有哪些

㈠ 大學物理實驗實驗報告試舉出一個可以用模擬法進行實驗的實例

用穩恆電流場模擬靜電場。由於靜電場不太好直接測量，所以實驗上經常會用電流場來模擬靜電場。這是由於電流場的電流密度矢量和靜電場的電場強度矢量的數學形式非常類似，使得兩個場有很多共同點。

㈡ 大學物理實驗什麼是模擬法，模擬法適用的條件是什麼

模擬法：模擬法和類比法很近似。它是在實驗室里先設計出於某被研究現象或過程（即原型）相似的模型，然後通過模型，間接的研究原型規律性的實驗方法。先依照原型的主要特徵，創設一個相似的模型，然後通過模型來間接研究原型的一種形容方法。根據模型和原型之間的相似關系，模擬法可分為物理模擬和數學模擬兩種。
模擬法的適用PID運算控，和模擬量控制

㈢ 物理與數值模擬方法

（一）物質平衡再造古高度法

集水盆地的古地形對湖泊系統起著重要的作用，所以恢復集水盆地的古地形是古湖泊學研究的一個重要方面。所謂古地形就是要確定古高度，而古高度有絕對和相對兩種含義：絕對的古高度指距離當時海平面的古高程即古海拔，相對的古高度指不同地點的高差與地形的起伏程度。

前第四紀古地形再造的主要依據是沉積地層，而沉積物通常保存在負地形中，例如根據沉積物及所含化石可以再造盆地的古深度。至於剝蝕區的正地形，由於難以留下直接的地質記錄，長期以來只能猜測而無從再造。地質學能在不同程度回答「水多深」，而不能回答「山多高」的問題，再造古高度要比古深度困難得多。近年來地球科學的發展，開始為古高度的再造探索提供了途徑，物質平衡再造古高度法就是其中的一個。

物質平衡再造古高度法是一種計算機模擬的方法，其基本構思是逆演沉積充填過程，即把各段地質時期里堆積在湖盆內的沉積物順次「挖出」，並按照可辨認的特徵「回歸」到集水盆地去，再經過一系列的校正處理，就可以求出各時期集水區的古地形圖。其原理是「質量守恆」：假定研究區內物源區和沉積區在碎屑物沉積搬運上是處在一個封閉系統之中，則剝蝕物的質量應當等於沉積物的質量。這項方法是在研究現代海洋沉積的基礎上建立起來的［如墨西哥灣（Hay等，1989）和北海盆地（Wold，1992）］，在應用到含油盆地古湖泊集水盆地古高度再造時，根據內陸湖盆的特點及現有資料，對其進行了簡化和修改。

1.時間步長

將所研究的時間范圍分成若干個時間段，每一段時間長度（如i至j）稱作時間步長。

2.集水盆地范圍的界定

集水盆地范圍的界定是盆地內沉積物「回歸」的必然條件。在此基礎上，把整個研究區域劃分成若干個方格，各方格中的數據是古地形再造的最基本的單元。

3.起始面地形

起始面是物質平衡古地形再造中重要的邊界條件之一。Hay等人對河流入海盆地所做的古地形再造，都是將現代地形作為起始面；也可以根據有限的目標（如只研究古湖泊），選擇某一特定時間作起始面（如本項研究以東營組結束時作起始面）。

4.侵蝕基準面的選取

侵蝕基準面以上地形的高度是控制碎屑物質侵蝕速率的最關鍵因素，因此侵蝕基準面的選擇對古地形的再造結果有直接影響。在研究海相盆地時，要依據全球海平面高度及其變化，而在研究非直接受海平面變化影響的內陸湖盆時，則要具體情況具體分析。

5.岩性地層柱狀圖

某一時間單元之內沉積物的厚度和分布規模，決定了在該段時間內回歸到源區的物質量，從而也就決定了該時間單元之內源區應增加的高度。根據各個時期地層的等厚圖，給每個網格各賦一個厚度的平均值，這樣就建立了每個網格的岩性地層柱狀圖。

在上述數據資料採集整理的基礎上，利用一定的數學公式就可以進行古高度的再造，並進行一系列的均衡脫壓等校正，具體方法及公式見成鑫榮等（1993）文章。

應當承認，沉積記錄只是古高度演變的一方面，另一方面是地殼構造升降的獨立證據，包括結晶礦物同位素化學的證據。在缺乏這類數據的情況下，我們採用孢粉所反映古植被和介形蟲等化石所反映古深度作為參考補充，探討物質平衡法再造古高度的可信程度。

（二）環境磁學

環境磁學是20世紀80年代興起的一門新學科，它主要是通過對沉積物磁性特徵的研究來恢復其古環境。目前，該方法在第四紀土壤、河流、湖泊和海洋沉積的研究中得到了廣泛的應用，但在前第四紀陸相沉積中的應用，尚鮮見先例。此次研究我們對此進行了摸索和嘗試，取得了一定的成果。

沉積物（沉積岩）主要由礦物組成，而從磁學的角度看，礦物可以分成三大類：①抗磁性礦物：在有外加磁場存在的情況下，仍不顯磁性並產生極弱的反向感應磁場的礦物，稱為抗磁性礦物。如石英、長石、方解石等。②順磁性礦物：在有外加磁場時出現磁性的礦物。常見的有綠泥石、黃鐵礦、菱鐵礦、綠簾石、黑雲母等。③鐵磁性礦物：有些礦物在無外加磁場存在時，就顯示磁性，成為鐵磁性礦物。常見的有磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦、針鐵礦、纖鐵礦等。這些礦物的組成和含量決定了沉積物的磁性特徵，而這些礦物的組成和含量又是與其源區地質與環境及沉積介質的物理、化學、生物條件及成岩作用等息息相關的，環境磁學就是要通過對沉積物（沉積岩）磁性參數的測試來反映礦物成分、粒徑和排列的變化，從而揭示沉積環境的變遷。

環境磁學常用的磁性參數有磁化率（包括體積磁化率、質量磁化率）、頻率磁化率比值、等溫飽和剩磁、退磁參數等；常用的測試儀器有MS2型手提式磁性探測儀、Dual頻率磁化率探頭、旋轉磁力儀及脈沖磁力儀。

環境磁學由於其測試儀器簡便、數據獲得快、數量多，因此能提供高分辨的地層劃分和對比方案，特別是對於那些沒有生物化石保存的地層來說更為有用，目前在從深海地層到黃土剖面的研究中已得到廣泛應用。黃土剖面的磁化率曲線顯示出十分規律的冰期旋迴，反映了氣候周期；在深海地層如大洋鑽探的岩心測試中，環境磁學已成為地層工作中的常規項目，甚至發展到磁化率測井。同時環境磁學對於沉積物物源、沉積韻律、古氣候和成岩作用研究等方面，都具有重要意義，是含油盆地古環境研究的有效方法。有關該方法的原理詳見舒小辛（1993）文章。

（三）背散射電鏡成像技術

背散射電鏡成像（Backscattered electron imagery，簡稱BSEI）是在掃描電鏡中內置背散射電子探頭和圖像分析裝置，對樣品進行高解析度觀察、分析和照相的一項技術。其基本原理是：當入射電子束與靶區原子接觸時，發生彈性碰撞，產生背散射電子；背散射電子的數量（稱為背散射系數η）主要與靶區的原子序數有關，原子序數高時，η值就大，圖像就亮，原子序數低時，η值就小，圖像就暗（Belin，1992）。具體到泥頁岩，由於其中各種礦物顆粒（如黃鐵礦、石英、長石、粘土礦物、碳酸鹽礦物等）之間以及礦物顆粒與有機質之間原子序數均存在差異，所以背散射電鏡圖像能清晰地揭示它們之間的關系。如礦物顆粒原子序數較有機質高，在圖像中礦物層亮，而有機質層色則暗。

與其他泥頁岩研究方法相比，BSEI技術最大的優點就是解析度高。X射線照相主要研究泥頁岩的紋層構造，當紋層厚度小於200 μm時，X射線下就不能清晰顯示出來。光學顯微鏡的最大解析度為1 μm，當泥頁岩的組成顆粒小於1 μm時，就不能解析度出來。而背散射電鏡的解析度可達0.01～0.1 μm（Belin，1992）。另外，BSEI作為在掃描電鏡基礎上發展起來的一種技術，不但能突出泥頁岩不同組成部分之間的對比度，而且還能在高放大倍數下清晰識別出礦物顆粒、有機質和古生物化石的形狀。最後，BSEI技術通過與能譜分析儀（EDS）的配合使用，還能定性或半定量分析礦物成分。

90年代以來，這項技術已經成為泥頁岩研究中最常使用的一種手段，在許多現代和古代沉積研究中均使用了該方法，用來分析沉積物的組構、成分，進而進行古海洋、古氣候、古湖泊等古環境研究（表3-2）。本次研究泥頁岩的背散射電鏡成像分析是基於與英國曼徹斯特大學的合作，使用儀器是Joel 6400掃描電鏡，有關樣品處理方法見Pike等（1996）。

表3-2 背散射電鏡成像技術應用實例

（四）沉積韻律分析

韻律或者周期性，是世界各地各時代沉積岩中廣泛存在的現象，因為沉積過程就是周期和事件性的疊加（Einsele等，1982）。在湖相沉積體系中，沉積韻律是最常見的現象之一，而這在湖相烴源岩中更加突出。研究沉積韻律不僅可以從中提取古氣候、古湖水化學和古生產力等信息，而且能為認識湖相烴源岩的生烴條件和生烴機理提供重要依據。沉積韻律分析包括識別韻律、成因研究和頻譜分析三方面。

湖相地層韻律的尺度大小不一，小到季節性甚至更短周期形成的紋層，大到萬年十萬年級的天文周期。因而韻律的識別也有多種途徑，包括沉積學、地球化學、環境磁學、微體古生物學以及測井地質學等。最容易識別的是紋層，只需依靠肉眼判斷的岩性特徵；有的韻律最便於用磁化率或測井曲線做准確的分辨；而有時有待用微體古生物或地球化學分析的結果才能識別。東營湖沙河街組地層中的韻律，主要通過顏色、碳酸鹽含量、磁化率等特徵進行識別和測定。

湖相地層中韻律的形成可以是湖盆水體的變化，或者集水盆地的環境變化所致，也可以由於沉積作用本身（如濁流）或者成岩作用所造成（Einsele等，1982）。研究韻律的成因，除了韻律厚度測量和頻率估算等以外，韻律中礦物和化學成分的分析，偏光顯微鏡下的岩石學分析，甚至應用背散射電子掃描電鏡對微型層理作高解析度的分析（詳見第八章第一節），都是重要的途徑，而微體古生物（包括孢子花粉）分析和遺跡化石的觀察、統計，也是揭示韻律成因的有效方法。

頻譜分析查明沉積韻律的主周期，是了解其成因的重要方面，也是高解析度地層工作的內容之一。地層的時間序列（如磁化率曲線或者碳酸鹽含量曲線）通過傅里葉變換或者沃爾什變換，可以求出功率譜，從而揭示韻律的主周期。當然整套地層的時間跨度，是求出主周期年齡長度的先決條件。

有關頻譜分析和整個沉積韻律的研究方法和原理詳見王慧中（1993）的文章。

（五）沉積作用的數值模擬方法

地球科學從定性走向定量、從現象描述向機理探索的轉化，使得數值模擬的作用日益明顯。通過數值模擬檢驗現有的假設，指出待查明的環節，對於古湖泊學這種綜合而帶探索性的學科顯得格外重要。古湖泊學把湖泊作為一個完整的系統來研究，為揭示各因素間的相互關系必然要盡量採用定量方法。同時古湖泊學涉及流態圈層，而即使是現代流態圈層的大氣和海流，因其變化多端，通常也要求通過數值模擬來加以逼近。

數值模擬種類繁多，古湖泊研究時主要採用的有三種。

1.流場模擬

借用海洋學中根據風場模擬表層環流的方法，可以對古湖泊的湖流進行數值模擬。可以依據當時湖盆輪廓和水深等邊界條件，給出一定的風場，用數值模擬的方法研究了不同時段沉積時期的表層環流，並用沉積記錄加以檢驗。

2.古地形模擬

利用化石作為相對水深的標志，可以通過計算機制圖，作出半定量的古水深模擬。作為集水盆地古高度數值模擬的嘗試，根據盆地分析中早已發展了的沉積充填的數值模擬方法，採用其反演技術，試驗通過回剝法求取集水盆地的古高度，這就是前面介紹的「物質平衡再造古高度法」。

3.地球化學模擬

採用數值模擬方法定量地探討沉積地球化學過程，是20世紀90年代國際學術界的新課題。如可以針對烴源岩中碳酸鹽/泥岩的韻律性紋層的成因問題，建立原生碳酸鹽化學沉積的數學模型（梅洪明，1996）。

此外，在估計古生產力等方面也可以採用計算機制圖等方法。目前，運用計算機進行數值模擬，在第四紀古環境研究中已經廣泛採用，在石油地質學主要用於盆地分析。事實上，古湖泊學與古海洋學一樣，有著引進定量方法、開展數值模擬的廣闊前景。

㈣ 模擬法（物理模擬）

（一）模型的相似基礎

1.相似模型

（1）理論基礎

模擬法（物理模擬）是用相似模型再現滲流場（原型）滲流動態和過程的試驗方法。模擬的相似基礎是以模型與原型的數學方程相同與定解條件相似為基礎。描述滲流場中任一點的滲流服從達西定律

V=-KgradH （7-1）

式中：K為含水層的滲透系數，它反映該點的滲流速度V與水頭梯度gradH成正比。

這種數學形式同樣可以反映下列物理現象的變化規律：

1）黏性流體在窄縫槽或阻力管網路中流動的層流定律：這時，V為流場中任一點平均流速，K為透水系數，gradH為壓力梯度（水力坡度）。

2）電流在導電介質中傳導的歐姆定律：這時，V為電場中某點的電流強度，K為導電系數，gradH為電位梯度。

3）熱流在導熱介質中傳輸的傅立葉定律：這時，V為溫度場中任一點的熱流通；K為導熱系數；gradH為溫度梯度。

4）應力場中薄膜橫向變形與剪力關系也可用上式表示。

這種相同的數學形式表明，滲流和這些物理量都遵守同樣的規律。若能給出相似的定解條件，則它們應有相似的解。因此，利用這些模型的相似解，可以模擬多孔介質中滲流定律。

（2）相似模型的優點

1）可將滲流域的幾何尺寸縮小，便於整體上把握滲流的分布特徵；

2）加快滲流的演變速度，將幾年甚至幾十年的滲流過程在模擬的模型中用幾分鍾甚至幾秒鍾就可完成；

3）模型制備簡單，便於調控與測量，也可改變某些變數量和參數的數量級，以提高測量精度。

2.相似條件

利用模型再現滲流區（原型）動態和過程的依據是：原型與模型這兩個系統中的物理現象具有相近的數學模型（微分方程形式相同，定解條件相似）。

（1）微分方程形式相同

在原型中，滲流場內任一點的水頭微分方程為：

地下水動力學

各種模型中物理量描述的微分方程與式（7-2）有相似的形式。

例如，在電模擬模型中，電流在導電介質中傳導時，電位的分布方程與式（7-2）的形式相同。這時的參數μ_s和K分別為電容和導電系數，gradH為電位梯度，t為時間。

（2）定解條件相似

1）幾何相似：兩種模型對應點的坐標或對應長度應固定比值，即長度、面積、體積比值為固定值。

地下水動力學

式中：x_m，y_m，z_m，l_m分別為研究點在模型上的坐標及距原點的距離；x，y，z，l分別為研究點在滲流場中的坐標及距原點的距離；a_l為模型與原型的長度比值；a_F為模型與原型的面積比值，a_V為模型與原型的體積比值。

2）時間相似：原型與模型可同步進行，但大多數要求模型過程要加快，所以要求時間固定比值，即

的值不變。由幾何相似和時間相似的關系知道，在模型中必然保持速度相似，即

。但在變形模型中，因a_l具有方向性，所以a_u具方向性，即

地下水動力學

3）參數相似：其物理參數保持線性關系，如滲透系數的比例值為：

。

4）初值相似：對應物理量的初值應保持固定比值。

5）邊值相似：對應物理量及其導數在邊界上分布的邊值應保持固定比；當邊值隨時間變化時，要求保持邊值的時間相似。

原型與模型相似的充分和必要條件是：微分方程形式相同及對應的物理量應保持固定比值，這也是建立模型及模擬滲流規律的相似基礎。

3.相似比例

物理量間固定比值的確定是設計模型的准則，是模型成敗的關鍵，也是將模擬的結果轉變為物理量的依據。確定相似比例的常用方法有兩種：

1）量綱分析法：僅知道系統的主要變數及參數，但不知道微分方程時採用。

2）方程分析法：既知道主要參數又知道微分方程時採用。

現以均質各向同性介質中非穩定流問題為例說明方程分析法。

已知原型的方程為：

地下水動力學

砂槽模型中非穩定流方程為：

地下水動力學

取比值：

地下水動力學

將比值代入原型：

地下水動力學

若下式成立：

地下水動力學

則式（7-6）與式（7-4）形式相同，可直接求各項比例值。

在確定相似比值時可任選3個，其餘的可用式（7-7）求出。

（二）砂槽（滲流槽）模擬

1.滲流槽的結構

圖7-1 滲流槽結構圖

（據李俊亭等，1987）

（a）縱剖面圖；（b）縱後視圖；（c）橫剖面圖

1—槽首；2—槽身；3—槽尾；4—水源；5，6—各為槽首、槽尾溢水設備；7—進水截門；8—量筒

滲流槽的結構如圖7-1所示。滲流槽由槽首、槽身和槽尾3部分組成。為了控制上、下游的水位，槽首和槽尾均有溢水設備。槽身側面安裝有機玻璃便於觀測，另一側面安裝測壓管。實驗時，水由槽首（上游）供給，經槽身（模型）再由槽尾流出。模型流量用槽尾安裝的量計或用體積法測定。根據滲流場含水介質的不同，滲流槽可設計成不同的形狀。對於平面滲流問題，可採用矩形槽，而徑向流則採用扇形或圓形滲流槽。

2.模擬試驗的基本原理

其幾何相似、運動相似、動力相似等所涉及長度比例（

）、面積比例（a_F=

）及滲透系數比例（

），見前述。

3.滲流模擬的優缺點及成果應用

滲流模擬的優點在於能直接觀測流體在模型中的運動狀態，直觀且計算簡單，如用式（7-8）可計算滲流場的流量。缺點是模型製作較為復雜、笨重且某些運動要素的測量比較困難。

滲流量計算式為：

地下水動力學

式中：Q為用模型求的滲流量（m/h）；a_K為滲透系數比例值（³

）；a_l為長度比例系數（

）；Q_m為模型流量（m³/h）。

（三）電模擬（連續介質電模擬）

1.模擬設計簡述

連續介質電模擬模型所採用的導電介質有固體、液體及膠體三大類。通常採用的導電材料有自來水、硫酸銅溶液、氯化鈉溶液、導電紙及動物膠等。模擬模型邊界材料的選擇除考慮邊界性質的要求外，還應考慮模型本身的材料性質。如導電介質採用導電紙，當為隔水邊界時，就直接利用空氣（將導電紙剪成所需的模型樣式即可），而已知水頭邊界可採用金屬箔條。

在導電介質和邊界材料選定後，認真對被模擬水文地質實體進行概化，既要充分反應滲流區的水文地質條件，也要使模型盡可能簡單。例如，水工建築壩下滲透平面滲流問題：

1）壩體修建在有限厚度透水岩層上時，模型的長度（L）可採用下式截取：

L=L_b+（3～4）M

式中：L為模型截取長度；L_b為建築物地下輪廓的水平投影長度；M為有限厚度透水層的厚度。

2）當壩體修建在很厚、很大的透水層上時，由於深部的流線形狀接近半圓形，且滲流速度不大，這時模型可截取為半圓形。圓心近似位於建築物地下輪廓的中心，模型半徑為：R≥1.5L_b。

2.實驗、資料整理和成果應用

通常電模擬試驗的主要任務是確定滲流量和繪制滲流場的流網。欲獲得流網，首先要獲得等水頭線和流線。等水頭線是利用惠斯登電橋和歐姆定律，在模型上求得等電位線和電力線後，進而獲得與模型對應的滲流區流網。模擬模型資料的取得方法如下：

1）利用模擬模型獲得等水頭線，用下式求流量（Q）：

地下水動力學

式中：H_r為上、下游水頭差，亦稱作用水頭（H_r=H₁-H₂）；R_m為模型試驗進行時測定的電阻；ρ為導電介質電阻率；a為線性比例常數（_l

）。

2）利用二維電模擬模型試驗獲得資料，求滲流區單寬流量（q）：

地下水動力學

式中：δ為導電介質寬度；其他符號見上式。

如圖7-2所示，利用壩下流網圖，計算滲流量。在流網中任取一網格，若該網格的平均滲流長度（以中間流線為准）為ΔS_i，相鄰兩流線間的寬度（中間等水頭線為准）為ΔL_i，相鄰兩等水頭線間的水頭差為ΔH_i，用（q_i）表示通過該網格的單寬流量，則：

地下水動力學

圖7-2 壩下流網圖

1—壩體；2—流線；3—等水頭線；4—板樁

整個滲流區的單寬流量是沿等水頭線方向上各網格單寬流量之和，即

地下水動力學

式中：m是沿等水頭線方向的網格數（圖7-2中的m網格數為5）。沿流線方向的網格數為n，

（圖7-2中的n為10）。

㈤ 大學物理實驗中模擬法測靜電場用的模擬方法是

數學模擬：現象相同，本質不同，但是符合相同的數學法則！

㈥ 構造物理模擬簡述

通常認為地質構造形跡和特徵與岩石圈彎曲、伸長和縮短密切相關。雖然地殼只是地球整體結構中極薄的一層，但它卻記錄和保存了地球形成、發展和演化的蹤跡。地殼以下地球深部各圈層物質在高溫、高壓條件下發生的物理與化學的變化和運動，以及由重力、日月潮汐作用和地球自轉而產生的運動，不可避免地反映到地殼中來。地殼構造形跡至少是四維函數體（X、Y、Z和t），在絕大多數情況下坐標函數X、Y和Z與時間函數t構成復合函數關系。岩石圈快速伸長和縮短分別產生等溫的減薄和增厚效應，即形成盆地和山脈。熱應力釋放進一步引起沉降和隆起，沉積和剝蝕作用又分別使得其作用增強。所以，大多數垂直和水平運動導致的地層演化中的微妙和復雜的構造形跡被認為是岩石圈變形的結果或地質體對應力作用的響應。驅動力、應力體系與構造變形有著內在聯系或因果關系，這種關系已越來越多地得到地質信息和實驗證據的證實。地質體中的應力系分布是相當復雜的，由於地層或岩石物性在橫向和垂向上分布的非均一性，以及物質的非類同性等因素導致了變形的各向異性。

構造變形是力系或應力系作用的結果。但是，現今採集和觀察到的大量的地質信息和實例是構造地質演化的最終結果或其中的某一幕，過程早已缺失或被後一幕構造演化所替代。動力驅動和構造變形之間的耦合和疊置關系、大洋閉合誘發的岩石圈長度縮短、俯沖帶形成和演化中伴生的推覆體質點高值剪切位移，以及陸塊碰撞和拼接部位混雜岩帶的形成等重要構造形跡形成和演化的物理過程，要在野外全部觀察到是不可能的。同時，這種作用是連續漸變的，碰撞事件可能經歷了幾百個Ma時間跨度，無疑增大了所研究問題的難度。因此，一種合理而又現實的研究途徑是，利用構造模擬實驗方法再現和論證這些重要構造形跡。

構造模擬實驗是在地質調查研究基礎上進行的，採用的主要方法有物理模擬和數學模擬兩種。物理模擬是採用實際的物理材料，按照一定的構造形成模式，模擬自然界岩石的構造形態、變形過程及各種物理量與幾何量的實驗方法。數學模擬主要採用數學力學方法，對構造模型的應力場、位移場、應變場、應變速度場、應變速率場、流體運移勢場、溫度場等各種勢場進行定量分析。物理模擬側重於對各種構造型式、形態的模擬，其特點是以相似理論為依據，採用相似材料，構成相似的力學模型，用以模擬地殼的岩石構造形跡和構造型式的形成條件和力學過程，其優點是容易再造構造變形現象，容易調整試件的力學性狀和邊界條件，在短時間內重現地質年代的宏觀構造變形過程。數學模擬是進一步對形成這些構造型式的機理的模擬，其優點在於能對各種物理量及幾何量的分布規律及相互關系進行定量的數學表達，便於反映構造的內在規律。近年來，隨著計算技術的飛速發展，數學模擬方法取得了長足進步，可以處理更加復雜的問題，求解問題的速度也更加快捷。物理模擬和數學模擬是相輔相成、互相補充的兩種模擬方法，它們的結果可以相互檢驗和印證。

構造模擬的一般原則有：相似性原則、選擇性原則、分離性原則、逼近性原則和統計性原則（曾佐勛等，1992）。構造模擬的一般步驟為：

1）地質調查，確定地質構造原型；

2）分析控制構造原型的主要因素；

3）根據原型幾何尺寸與所採用的模擬方法等，確定模型比例尺；

4）根據構造形成的物理環境與原型的材料力學性狀，選擇合適的模型材料；

5）根據野外觀察或地球物理資料所推斷的原型受力方式與約束條件，確定模型的載入方式和約束條件；

6）記錄模擬實驗過程和結果，及時進行整理；

7）分析模擬結果的精確性以及與天然實體的相似程度，若達不到要求，可重復上述各個步驟；

8）合理地將模擬結論用於實際問題。

構造模擬的歷史由來已久。1894年，Willis通過褶皺形成機制的物理模擬實驗，闡述了北美洲阿巴拉契亞山脈的成因機制，所設計的實驗裝置是單側擠壓，實驗材料為蜂蠟（wax）、松脂（turpentine）和石膏（plaster）。而後，Rambery利用離心機實驗技術開展了大陸、大洋和造山帶演化模式的物理模擬實驗；李四光（1965）開展了壓力、張力和扭力與構造變形和造山帶分布規律的黏土模擬實驗；Tapponnier（1986）等利用一個11 cm×30 cm的矩形透明塑料盒作為實驗材料容器，鏍桿千斤頂（screw jack）作為施加力的主要部件，用黃色和紫色相間的塑性黏土製成可變形的矩形模型塊，開展了印度板塊與歐亞板塊碰撞的構造變形的物理模擬實驗；Zhang等通過改變實驗材料的密度值實施了仰沖與俯沖機制的物理模擬實驗；許志琴等（1986）開展了陸內俯沖的模擬實驗；Devy和 Cobbold 開展了岩石圈縮短與造山運動的模擬實驗；Shemendach報道了通過俯沖帶演化過程的物理模擬實驗獲得的最新見解；單家增（1999）探討了造山帶的動力學成因機制，並用物理模擬方法模擬了陸-陸碰撞造山帶形成和演化的物理過程，並據此論證其動力學成因機制，定量給出了在地幔對流驅動力派生的拖曳力和板塊運動產生的水平壓縮力，以及其他附加力的聯合作用下，地殼與岩石圈水平縮短和垂直增厚的比值關系，從構造物理學角度分析和審視了這一重要構造事件。

在此我們將採用構造物理模擬方法來檢驗我們對三江中段岩石圈正交疊加構造演化動力學的一些認識。

㈦ 物理沉積模擬研究方法與步驟

對湖盆沉積砂體的形成與演變依據一定的科學准則對碎屑沉積砂體的形成與演變進行模擬是碎屑岩沉積學發展的重要邊緣分支學科，也是研究碎屑沉積體系分布的一條重要途徑。物理模擬研究就是將自然界真實的碎屑沉積體系從空間尺寸及時間尺度上都大大縮小，並抽取控制體系發展的主要因素，建立實驗模型與原型之間應滿足的對應量的相似關系。這種相似關系建立的基礎乃是一些基本的物理定律。如質量、動量和能量守恆定律等。

1.物理模擬研究的基本步驟

現在看來，碎屑沉積模擬一般可分為物理模擬和數值模擬兩個方面。物理模擬是數值模擬的基礎，可以驗證數值模擬的正確性；數值模擬反過來可以有效地指導物理模擬，使物理模擬具有一定的前瞻性。應當說，物理模擬與數值模擬相輔相成，對實際問題的解決可以起到相互促進的作用。

物理模擬是對自然界中的物理過程在室內進行模擬，其發展歷史已逾百年，在水文工程及河流地貌學上應用較廣，已經初步建立了一套理論基礎和實驗方法。至於開展碎屑沉積砂體形成過程及演變規律的物理模擬，還是近二十年的事情。應當承認，碎屑砂體沉積過程的物理模擬與水文工程的模擬是兩類不同性質的模擬過程。水文工程的物理模擬是在現今條件確定的情況下，預測未來幾十年內河道淤積演變對水文工程的影響，所涉及的時間跨度非常短暫；而碎屑砂體形成過程的物理模擬則是在沉積初始條件基本未知，依靠沉積結果反演沉積條件，從而逼近沉積過程的一種模擬。它所涉及的時間跨度是地質時代，一般在幾千至幾萬年甚至幾十萬年的時段內，因而研究難度比較大。值得指出的是，形成一個碎屑砂體的時間與該砂體形成後所經歷的更加漫長的成岩時間是兩個概念。碎屑物理模擬所考慮的時間是碎屑沉積體系的形成時間。

物理模擬的關鍵是要解決模型與原型之間相似性的問題，也就是說，實驗模型在多大程度上與原型具有可比性是成敗的標准。為此物理模擬實驗必須遵從一定的理論，這種理論可稱之為相似理論。模型與原型之間必須遵守的相似理論包括幾何相似、運動相似及動力相似。

碎屑物理模擬一般都在實驗裝置內進行，物理模擬的方法步驟可概括為如下步驟：

1）確定地質模型。所涉及的參數包括盆地的邊界條件（大小、坡度、水深、構造運動強度、波浪、基準面的變化等）、流速場的條件（流量、流速、含砂量等）、入湖或海河流的規模及分布、沉積體系的類型、碎屑體的粒度組成等。

2）確定物理模型。由於自然界中形成沉積體系的控制因素較多，確定物理模型的關鍵是抓住主要矛盾，而忽略一些次要因素。好的物理模型應當反映碎屑沉積體系的主要方面。物理模型的主要內容是確定模型與原型的幾何比例尺與時間比例尺、流場與粒級的匹配、活動底板運動特徵以及模型實驗的層次。

3）建立原型與模型之間對比標准。實驗開始前應確定每個層次的實驗進行到何種程度為止，是否進入下一個層次的模擬，所以確定合適的相似比十分重要。

4）明確所研究問題的性質。應當明確沉積學基礎問題的研究可以假設其他因素是恆定的，而重點研究單一因素對沉積結果的影響，但實際問題的解決往往是復雜的。各種因素之間是相互制約的，因此必須綜合考慮。一般應從沉積體系的范疇思考問題，而不能僅從某個單砂體著手就事論事。因為單砂體是沉積體系甚至是盆地的一部分。

5）確定實驗方案。即在物理模型的基礎上，進一步細化實驗過程，把影響碎屑沉積的主要條件落實到實驗過程的每一步，特別應注意實驗過程的連續性和可操作性。因為實驗開始後一旦受到某些因素的影響而被迫中斷，再重新開始時，該沉積過程是不連續的（除非在形成原型的過程中確實存在這種中斷），流場的分布將受到較大影響，因此，實驗開始前的充分准備是十分必要的。

6）適時對碎屑搬運沉積過程進行監控。因為沉積模擬研究是對地質歷史中沉積作用的重現，是對過程沉積學進行的研究。所以沉積過程的詳細記錄和精細描述是必需的，只有這樣才能深入研究過程與結果的對應性。

7）過程與結果的對應研究。實驗完成後對沉積結果的研究一般可採用切剖面的方法，對碎屑沉積體任一方向切片建立三維資料庫，並與沉積過程相對應，比較原型與模型的相似程度，從而對原型沉積時的未知砂體進行預測。目前已經做到的對比項目有相分布特徵、厚度變化、粒度變化、夾層隔層的連通性及連續性、滲流單元的分布等。

2.物理模擬的實驗方法

1）確定模擬區的規模及層位。在對模擬原型進行研究的基礎上，根據要求確定模擬的地質層位。若模擬區塊較大或模擬層段較厚，一般要進一步細分，才能保證模擬的精度。

2）確定模型的比尺。一般來說應保持x、y、z三個方向為同一比尺，即物理模型為正態模型，這樣可保證模擬結果的精度較高；若為變態模型，變率一般應小於5。

3）確定實驗裝置的有效使用范圍。當原型與模型的比尺確定後，實驗裝置上有效使用范圍便隨之確定。

4）確定原始底形。按實際資料，將模擬層位以下地層的底形按比例縮至實驗裝置內。

5）確定加砂組成。按模擬層位的粒度分析資料並加以確定。

6）確定洪水、平水、枯水的流量。一般根據模擬原型沉積時的氣候特點，結合現代沉積調查及水文記錄，概化出流量過程線，按流量過程施放水流。

7）湖水位控制。根據原型研究，按比例選擇合適的初始沉積時的湖水深度，另外，應確定每一階段的沉積過程是否在高位體系域、低位體系域或是水進水退體系域內進行，最好明確一種體系域變化為另一種體系域的時間長短，即變化速率，因為這關繫到實驗過程中湖水位的調節。

8）確定加砂量。一般洪水、平水、枯水的加砂量明顯不同，加砂量的確定應與流量過程匹配，並考慮水流能夠搬運為原則，同時應明確實驗過程為飽和輸砂還是非飽和輸砂。

9）含砂量控制。此參數是儲集砂體地質研究中不能獲得的參數，一般採用現代沉積調查的結果進行類比，按洪水期、平水期、枯水期分別設計，也可以設計為一個區間，按流量調節。

10）河道類型。國外物理模擬研究在實驗開始前，一般在原始底形上塑造模型小河，以使水流首先有一流道。該模型小河對以後的沉積作用不產生太大的影響。隨著實驗的進行、水流會自動調整。但一般若原型資料較好，在縮制原始底形時，已存在水流的通道不需要設置模型小河。

11）確定河岸組成。在需要設置模型小河時，應考慮河岸的組成，因為這關繫到河岸的抗沖性以及河道的遷移和決口。一般應考慮原型的特徵來設計。

12）活動底板控制。活動底板運動是地殼運動在實驗室內的表現，它從宏觀上控制了沉積作用的特徵和樣式。首先應明確原形沉積時構造運動的類型與性質、構造運動的強度與時期，這涉及活動底板運動的幅度和速率是否造成斷層及斷距的大小等。

13）過程監控。由於沉積模擬研究是對砂體的形成過程進行研究，所以實驗全過程的監控是分析對比過程與結果必不可少的，國內外一般採用與時間同步的電動照相機和對實驗過程全程錄像的方法，輔以詳細的觀察描述來對實驗過程進行跟蹤監控。

14）過程細化。將實驗過程細化為若干個沉積期，每一個沉積期對應一個單砂體或一個砂層組，每一期沉積過程結束後，詳細測量各種參數、邊界形態等。

15）剖面研究。實驗完成後，對沉積砂體進行縱、橫剖面的切片研究，並與過程相對應，最終與原型砂體進行對比，檢驗實驗結果的准確性。

16）整理各類資料、數據，為數值模擬研究提供必要的信息。

3.物理模擬的標准

碎屑沉積過程物理模擬成功與否的判別標准就是實驗模型與原型相似程度的高低。在油氣勘探階段，可以與地震剖面和測井曲線所反映出來的砂體類型和砂岩厚度進行對比。在油氣開發階段，可以與測井曲線和開發動態相比較。目前各類靜態參數（粒度、厚度、連續性、連通性、砂體延伸方向和規模、沉積相類型等）的符合率一般為70%，動態方面的對比尚沒有深入研究。

4.物理模擬的局限性

（1）尺度的限制

任何物理模擬實驗裝置由於受到場地及裝置大小的限制，不可能無限制地擴大規模。如果原型的幾何規模比較大，要想在室內實現模擬，就只有縮小比例，而任何比尺的過度縮小，都將造成實驗結果的失真和變形，導致原型與模型之間相似程度的降低。根據目前實驗水平，一般x、y方向的比例尺控制在1∶1000之內較合適。z方向的比尺控制在1∶200之內比較理想。實際工作中，一般使x、y、z方向比尺保持一致，即選用正態模型准確性較高。某些情況下，根據原型的形態特點，x、y、z方向的比尺允許不一致，即選用變態模型，但二者相差不宜太大，否則容易造成實驗結果的扭曲。

（2）水動力條件及氣候條件的限制

自然界碎屑沉積體系形成過程中，水動力條件非常復雜，有些條件在實驗室內難以實現，如潮汐作用、沿岸流、水溫分層、鹽度分異以及沉積過程中突然的雨雪氣候變化等影響因素，這些都在一定程度上影響了實驗過程的准確性。

（3）模型理論的限制

在物理模擬相似理論中，諸多相似條件有時並不能同時得到滿足，而某個條件的不滿足就可能導致實驗結果在一定程度上失真。例如，要使模型水流與原型水流完全相同，必須同時滿足重力相似與阻力相似，但二者是一對矛盾；又如懸浮顆粒的運動，現有模型中關於沉降速度的相似條件有沉降相似和懸浮相似，很顯然，二者也不可能同時滿足。因此實驗方案設計中，提取起主要作用的因素顯得十分重要。

盡管碎屑沉積體系的物理模擬存在上述許多局限，但它在促進實驗沉積學的發展、研究碎屑體系形成過程及演變規律、預測油氣儲集砂體的分布方面愈來愈顯示出它獨特的優勢。

㈧ 穩定電流場的物理模擬方法

穩定電流場常用的物理模擬方法有水槽、土槽、導電紙、電阻網路和薄水層等方法。根據相似理論，在進行物理模擬時，保持野外與室內地電模型的幾何尺度按一定的比例縮小，並保持各地電體的電阻率比值不變，便可用實驗方法獲得與野外相似的觀測結果。

設在野外實際條件下，地下有n個形狀、大小和導電性不同的地質體，其電阻率分別為ρ₁、ρ₂、ρ₃…ρ_n。這時，地面任意兩點M、N間的電位差ΔU，可表示為

地電場與電法勘探

式中ΔU₀為地表水平、地下均勻各向同性介質情況下的電位差；G為與各地質體幾何形狀、大小、埋深、電極位置及地形起伏等因素有關的幾何參數；μ為相對電阻率參數：μ₂=其中ρ₂、ρ₃…ρ_n 表示地電體的電阻率，ρ₁ 表示其周圍介質的電阻率。當各電性不均勻體的電阻率比值參數μ₂，μ₃，…，μ_n 與各長度因素的相對比值或幾何參數G保持不變時，則比值保持恆定。因而，便可用縮小比例尺的辦法，將野外實際中各長度因素按一定比例縮小，並按實際的電阻率比值，在實驗室中建造物理模型並進行觀測，這樣所獲得的電揚和野外相同，這便是穩定電流場物理模擬的基本原理。

由於土槽模擬和水槽模擬方法類似，它們均可模擬點源場二維和三維問題，而導電紙和電阻網路、薄水層皆適用於模擬線源場二維問題，故下面僅介紹水槽和導電紙模擬方法。

（一）水槽模擬法

水槽模擬法是將模型、場源和工作裝置布置在盛水的水槽內進行觀測的一種物理模擬方法。它是用水作為均勻介質以模擬圍岩，用有機玻璃和膠木板等模擬理想高阻絕緣體，用銅板、銅球等模擬理想導體，用石墨粉摻水壓緊或摻和水泥製作的模型模擬有限電阻率的地質體。該法是電法勘探最常用的物理模擬方法。

水槽模擬可以分為二分之一空間與四分之一空間兩種模擬方法，如圖1-4-9所示。圖（a）為二分之一空間模擬，c′d′dc為有機玻璃等絕緣材料做成的地形，立在水槽中（或放在水槽底），沿邊緣影響不大的ab線上布極觀測。二分之一空間模擬，可用於模擬二維、三維地電體和地形，並可用於正交測線和斜交測線測量。

圖1-4-9 二分之一與四分之一空間模擬

圖（b）為四分之一空間模擬方法，它是分別用有機玻璃板和水模擬空氣和大地。實驗時，模型垂直立在水槽中，並稍露出水面，在水面上沿地形線ab布極觀測。根據鏡像法原理，對水平地面，電阻率為ρ₁的均勻介質而言，用三極AMN測量時，可按下式計算用四分之一空間模擬所得電位差和電阻率：

地電場與電法勘探

式中：

地電場與電法勘探

可見，四分之一空間所測電位差為二分之一空間所測電位差的二倍。而它還具有布極方便、造型容易、觀測簡便、邊界影響小等優點。

（二）導電紙模擬法

導電紙是在紙漿中摻入炭黑製造而成，它有兩種規格，其電阻率分別為0.1～0.15 Ω·m和0.7～1 Ω·m。由於導電紙的厚度很小（10^-4 m），故常用線電阻率（電阻率除以厚度）表示其導電性。則兩種規格對應的線電阻率分別為1～1.5 kΩ和7～10 kΩ。

如圖1-4-10所示，對於地形和地質體的走向彼此平行的情況，導電紙模型可視為垂直於地形、地質體走向的斷面。因而，導電紙上的點、線和面，則分別表示垂直於紙面的無限長的線（AA′）、面（ab～a′b′）和柱體（K～K′）。所以，該法只適用於模擬線源場中二維地電斷面問題。

圖1-4-10 導電紙模擬

設線電流源A單位長度的電流為I。當地表水平、地下為均勻各向同性、線電阻率為ρ₁ 介質時，M點的電流密度為 j=I/πr。則根據電磁場理論，

當A、B供電時，在M、N兩點間的電位差ΔU_MN可表示為

地電場與電法勘探

若令

地電場與電法勘探

則可用下式計算線源二維均勻地電斷面的電阻率：

地電場與電法勘探

以上所述穩定電流場的物理模擬方法，對體極化介質激電場的物理模擬而言也是適用的。即要求：①保持模型和實地的幾何尺寸成線性比例；②保持模型與實地的電參數相同（實際上，對導電性只要求相對電阻率相同）。

然而，對面極化體則必須使面極化系數k或λ=，相應減小一個倍數。但由於λ的變化范圍很小，且難以控制，不能實現上述准則。因此面極化模型的實驗結果，只能作為激電場分布的定性解釋。

㈨ 通過這次實驗你對模擬法有何認識,兩個物理量可模擬的條件是什麼

摘要 1、模擬法概念