物理模拟法有哪些

㈠ 大学物理实验实验报告试举出一个可以用模拟法进行实验的实例

用稳恒电流场模拟静电场。由于静电场不太好直接测量，所以实验上经常会用电流场来模拟静电场。这是由于电流场的电流密度矢量和静电场的电场强度矢量的数学形式非常类似，使得两个场有很多共同点。

㈡ 大学物理实验什么是模拟法，模拟法适用的条件是什么

模拟法：模拟法和类比法很近似。它是在实验室里先设计出于某被研究现象或过程（即原型）相似的模型，然后通过模型，间接的研究原型规律性的实验方法。先依照原型的主要特征，创设一个相似的模型，然后通过模型来间接研究原型的一种形容方法。根据模型和原型之间的相似关系，模拟法可分为物理模拟和数学模拟两种。
模拟法的适用PID运算控，和模拟量控制

㈢ 物理与数值模拟方法

（一）物质平衡再造古高度法

集水盆地的古地形对湖泊系统起着重要的作用，所以恢复集水盆地的古地形是古湖泊学研究的一个重要方面。所谓古地形就是要确定古高度，而古高度有绝对和相对两种含义：绝对的古高度指距离当时海平面的古高程即古海拔，相对的古高度指不同地点的高差与地形的起伏程度。

前第四纪古地形再造的主要依据是沉积地层，而沉积物通常保存在负地形中，例如根据沉积物及所含化石可以再造盆地的古深度。至于剥蚀区的正地形，由于难以留下直接的地质记录，长期以来只能猜测而无从再造。地质学能在不同程度回答“水多深”，而不能回答“山多高”的问题，再造古高度要比古深度困难得多。近年来地球科学的发展，开始为古高度的再造探索提供了途径，物质平衡再造古高度法就是其中的一个。

物质平衡再造古高度法是一种计算机模拟的方法，其基本构思是逆演沉积充填过程，即把各段地质时期里堆积在湖盆内的沉积物顺次“挖出”，并按照可辨认的特征“回归”到集水盆地去，再经过一系列的校正处理，就可以求出各时期集水区的古地形图。其原理是“质量守恒”：假定研究区内物源区和沉积区在碎屑物沉积搬运上是处在一个封闭系统之中，则剥蚀物的质量应当等于沉积物的质量。这项方法是在研究现代海洋沉积的基础上建立起来的［如墨西哥湾（Hay等，1989）和北海盆地（Wold，1992）］，在应用到含油盆地古湖泊集水盆地古高度再造时，根据内陆湖盆的特点及现有资料，对其进行了简化和修改。

1.时间步长

将所研究的时间范围分成若干个时间段，每一段时间长度（如i至j）称作时间步长。

2.集水盆地范围的界定

集水盆地范围的界定是盆地内沉积物“回归”的必然条件。在此基础上，把整个研究区域划分成若干个方格，各方格中的数据是古地形再造的最基本的单元。

3.起始面地形

起始面是物质平衡古地形再造中重要的边界条件之一。Hay等人对河流入海盆地所做的古地形再造，都是将现代地形作为起始面；也可以根据有限的目标（如只研究古湖泊），选择某一特定时间作起始面（如本项研究以东营组结束时作起始面）。

4.侵蚀基准面的选取

侵蚀基准面以上地形的高度是控制碎屑物质侵蚀速率的最关键因素，因此侵蚀基准面的选择对古地形的再造结果有直接影响。在研究海相盆地时，要依据全球海平面高度及其变化，而在研究非直接受海平面变化影响的内陆湖盆时，则要具体情况具体分析。

5.岩性地层柱状图

某一时间单元之内沉积物的厚度和分布规模，决定了在该段时间内回归到源区的物质量，从而也就决定了该时间单元之内源区应增加的高度。根据各个时期地层的等厚图，给每个网格各赋一个厚度的平均值，这样就建立了每个网格的岩性地层柱状图。

在上述数据资料采集整理的基础上，利用一定的数学公式就可以进行古高度的再造，并进行一系列的均衡脱压等校正，具体方法及公式见成鑫荣等（1993）文章。

应当承认，沉积记录只是古高度演变的一方面，另一方面是地壳构造升降的独立证据，包括结晶矿物同位素化学的证据。在缺乏这类数据的情况下，我们采用孢粉所反映古植被和介形虫等化石所反映古深度作为参考补充，探讨物质平衡法再造古高度的可信程度。

（二）环境磁学

环境磁学是20世纪80年代兴起的一门新学科，它主要是通过对沉积物磁性特征的研究来恢复其古环境。目前，该方法在第四纪土壤、河流、湖泊和海洋沉积的研究中得到了广泛的应用，但在前第四纪陆相沉积中的应用，尚鲜见先例。此次研究我们对此进行了摸索和尝试，取得了一定的成果。

沉积物（沉积岩）主要由矿物组成，而从磁学的角度看，矿物可以分成三大类：①抗磁性矿物：在有外加磁场存在的情况下，仍不显磁性并产生极弱的反向感应磁场的矿物，称为抗磁性矿物。如石英、长石、方解石等。②顺磁性矿物：在有外加磁场时出现磁性的矿物。常见的有绿泥石、黄铁矿、菱铁矿、绿帘石、黑云母等。③铁磁性矿物：有些矿物在无外加磁场存在时，就显示磁性，成为铁磁性矿物。常见的有磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿、针铁矿、纤铁矿等。这些矿物的组成和含量决定了沉积物的磁性特征，而这些矿物的组成和含量又是与其源区地质与环境及沉积介质的物理、化学、生物条件及成岩作用等息息相关的，环境磁学就是要通过对沉积物（沉积岩）磁性参数的测试来反映矿物成分、粒径和排列的变化，从而揭示沉积环境的变迁。

环境磁学常用的磁性参数有磁化率（包括体积磁化率、质量磁化率）、频率磁化率比值、等温饱和剩磁、退磁参数等；常用的测试仪器有MS2型手提式磁性探测仪、Dual频率磁化率探头、旋转磁力仪及脉冲磁力仪。

环境磁学由于其测试仪器简便、数据获得快、数量多，因此能提供高分辨的地层划分和对比方案，特别是对于那些没有生物化石保存的地层来说更为有用，目前在从深海地层到黄土剖面的研究中已得到广泛应用。黄土剖面的磁化率曲线显示出十分规律的冰期旋回，反映了气候周期；在深海地层如大洋钻探的岩心测试中，环境磁学已成为地层工作中的常规项目，甚至发展到磁化率测井。同时环境磁学对于沉积物物源、沉积韵律、古气候和成岩作用研究等方面，都具有重要意义，是含油盆地古环境研究的有效方法。有关该方法的原理详见舒小辛（1993）文章。

（三）背散射电镜成像技术

背散射电镜成像（Backscattered electron imagery，简称BSEI）是在扫描电镜中内置背散射电子探头和图像分析装置，对样品进行高分辨率观察、分析和照相的一项技术。其基本原理是：当入射电子束与靶区原子接触时，发生弹性碰撞，产生背散射电子；背散射电子的数量（称为背散射系数η）主要与靶区的原子序数有关，原子序数高时，η值就大，图像就亮，原子序数低时，η值就小，图像就暗（Belin，1992）。具体到泥页岩，由于其中各种矿物颗粒（如黄铁矿、石英、长石、粘土矿物、碳酸盐矿物等）之间以及矿物颗粒与有机质之间原子序数均存在差异，所以背散射电镜图像能清晰地揭示它们之间的关系。如矿物颗粒原子序数较有机质高，在图像中矿物层亮，而有机质层色则暗。

与其他泥页岩研究方法相比，BSEI技术最大的优点就是分辨率高。X射线照相主要研究泥页岩的纹层构造，当纹层厚度小于200 μm时，X射线下就不能清晰显示出来。光学显微镜的最大分辨率为1 μm，当泥页岩的组成颗粒小于1 μm时，就不能分辨率出来。而背散射电镜的分辨率可达0.01～0.1 μm（Belin，1992）。另外，BSEI作为在扫描电镜基础上发展起来的一种技术，不但能突出泥页岩不同组成部分之间的对比度，而且还能在高放大倍数下清晰识别出矿物颗粒、有机质和古生物化石的形状。最后，BSEI技术通过与能谱分析仪（EDS）的配合使用，还能定性或半定量分析矿物成分。

90年代以来，这项技术已经成为泥页岩研究中最常使用的一种手段，在许多现代和古代沉积研究中均使用了该方法，用来分析沉积物的组构、成分，进而进行古海洋、古气候、古湖泊等古环境研究（表3-2）。本次研究泥页岩的背散射电镜成像分析是基于与英国曼彻斯特大学的合作，使用仪器是Joel 6400扫描电镜，有关样品处理方法见Pike等（1996）。

表3-2 背散射电镜成像技术应用实例

（四）沉积韵律分析

韵律或者周期性，是世界各地各时代沉积岩中广泛存在的现象，因为沉积过程就是周期和事件性的叠加（Einsele等，1982）。在湖相沉积体系中，沉积韵律是最常见的现象之一，而这在湖相烃源岩中更加突出。研究沉积韵律不仅可以从中提取古气候、古湖水化学和古生产力等信息，而且能为认识湖相烃源岩的生烃条件和生烃机理提供重要依据。沉积韵律分析包括识别韵律、成因研究和频谱分析三方面。

湖相地层韵律的尺度大小不一，小到季节性甚至更短周期形成的纹层，大到万年十万年级的天文周期。因而韵律的识别也有多种途径，包括沉积学、地球化学、环境磁学、微体古生物学以及测井地质学等。最容易识别的是纹层，只需依靠肉眼判断的岩性特征；有的韵律最便于用磁化率或测井曲线做准确的分辨；而有时有待用微体古生物或地球化学分析的结果才能识别。东营湖沙河街组地层中的韵律，主要通过颜色、碳酸盐含量、磁化率等特征进行识别和测定。

湖相地层中韵律的形成可以是湖盆水体的变化，或者集水盆地的环境变化所致，也可以由于沉积作用本身（如浊流）或者成岩作用所造成（Einsele等，1982）。研究韵律的成因，除了韵律厚度测量和频率估算等以外，韵律中矿物和化学成分的分析，偏光显微镜下的岩石学分析，甚至应用背散射电子扫描电镜对微型层理作高分辨率的分析（详见第八章第一节），都是重要的途径，而微体古生物（包括孢子花粉）分析和遗迹化石的观察、统计，也是揭示韵律成因的有效方法。

频谱分析查明沉积韵律的主周期，是了解其成因的重要方面，也是高分辨率地层工作的内容之一。地层的时间序列（如磁化率曲线或者碳酸盐含量曲线）通过傅里叶变换或者沃尔什变换，可以求出功率谱，从而揭示韵律的主周期。当然整套地层的时间跨度，是求出主周期年龄长度的先决条件。

有关频谱分析和整个沉积韵律的研究方法和原理详见王慧中（1993）的文章。

（五）沉积作用的数值模拟方法

地球科学从定性走向定量、从现象描述向机理探索的转化，使得数值模拟的作用日益明显。通过数值模拟检验现有的假设，指出待查明的环节，对于古湖泊学这种综合而带探索性的学科显得格外重要。古湖泊学把湖泊作为一个完整的系统来研究，为揭示各因素间的相互关系必然要尽量采用定量方法。同时古湖泊学涉及流态圈层，而即使是现代流态圈层的大气和海流，因其变化多端，通常也要求通过数值模拟来加以逼近。

数值模拟种类繁多，古湖泊研究时主要采用的有三种。

1.流场模拟

借用海洋学中根据风场模拟表层环流的方法，可以对古湖泊的湖流进行数值模拟。可以依据当时湖盆轮廓和水深等边界条件，给出一定的风场，用数值模拟的方法研究了不同时段沉积时期的表层环流，并用沉积记录加以检验。

2.古地形模拟

利用化石作为相对水深的标志，可以通过计算机制图，作出半定量的古水深模拟。作为集水盆地古高度数值模拟的尝试，根据盆地分析中早已发展了的沉积充填的数值模拟方法，采用其反演技术，试验通过回剥法求取集水盆地的古高度，这就是前面介绍的“物质平衡再造古高度法”。

3.地球化学模拟

采用数值模拟方法定量地探讨沉积地球化学过程，是20世纪90年代国际学术界的新课题。如可以针对烃源岩中碳酸盐/泥岩的韵律性纹层的成因问题，建立原生碳酸盐化学沉积的数学模型（梅洪明，1996）。

此外，在估计古生产力等方面也可以采用计算机制图等方法。目前，运用计算机进行数值模拟，在第四纪古环境研究中已经广泛采用，在石油地质学主要用于盆地分析。事实上，古湖泊学与古海洋学一样，有着引进定量方法、开展数值模拟的广阔前景。

㈣ 模拟法（物理模拟）

（一）模型的相似基础

1.相似模型

（1）理论基础

模拟法（物理模拟）是用相似模型再现渗流场（原型）渗流动态和过程的试验方法。模拟的相似基础是以模型与原型的数学方程相同与定解条件相似为基础。描述渗流场中任一点的渗流服从达西定律

V=-KgradH （7-1）

式中：K为含水层的渗透系数，它反映该点的渗流速度V与水头梯度gradH成正比。

这种数学形式同样可以反映下列物理现象的变化规律：

1）黏性流体在窄缝槽或阻力管网络中流动的层流定律：这时，V为流场中任一点平均流速，K为透水系数，gradH为压力梯度（水力坡度）。

2）电流在导电介质中传导的欧姆定律：这时，V为电场中某点的电流强度，K为导电系数，gradH为电位梯度。

3）热流在导热介质中传输的傅立叶定律：这时，V为温度场中任一点的热流通；K为导热系数；gradH为温度梯度。

4）应力场中薄膜横向变形与剪力关系也可用上式表示。

这种相同的数学形式表明，渗流和这些物理量都遵守同样的规律。若能给出相似的定解条件，则它们应有相似的解。因此，利用这些模型的相似解，可以模拟多孔介质中渗流定律。

（2）相似模型的优点

1）可将渗流域的几何尺寸缩小，便于整体上把握渗流的分布特征；

2）加快渗流的演变速度，将几年甚至几十年的渗流过程在模拟的模型中用几分钟甚至几秒钟就可完成；

3）模型制备简单，便于调控与测量，也可改变某些变数量和参数的数量级，以提高测量精度。

2.相似条件

利用模型再现渗流区（原型）动态和过程的依据是：原型与模型这两个系统中的物理现象具有相近的数学模型（微分方程形式相同，定解条件相似）。

（1）微分方程形式相同

在原型中，渗流场内任一点的水头微分方程为：

地下水动力学

各种模型中物理量描述的微分方程与式（7-2）有相似的形式。

例如，在电模拟模型中，电流在导电介质中传导时，电位的分布方程与式（7-2）的形式相同。这时的参数μ_s和K分别为电容和导电系数，gradH为电位梯度，t为时间。

（2）定解条件相似

1）几何相似：两种模型对应点的坐标或对应长度应固定比值，即长度、面积、体积比值为固定值。

地下水动力学

式中：x_m，y_m，z_m，l_m分别为研究点在模型上的坐标及距原点的距离；x，y，z，l分别为研究点在渗流场中的坐标及距原点的距离；a_l为模型与原型的长度比值；a_F为模型与原型的面积比值，a_V为模型与原型的体积比值。

2）时间相似：原型与模型可同步进行，但大多数要求模型过程要加快，所以要求时间固定比值，即

的值不变。由几何相似和时间相似的关系知道，在模型中必然保持速度相似，即

。但在变形模型中，因a_l具有方向性，所以a_u具方向性，即

地下水动力学

3）参数相似：其物理参数保持线性关系，如渗透系数的比例值为：

。

4）初值相似：对应物理量的初值应保持固定比值。

5）边值相似：对应物理量及其导数在边界上分布的边值应保持固定比；当边值随时间变化时，要求保持边值的时间相似。

原型与模型相似的充分和必要条件是：微分方程形式相同及对应的物理量应保持固定比值，这也是建立模型及模拟渗流规律的相似基础。

3.相似比例

物理量间固定比值的确定是设计模型的准则，是模型成败的关键，也是将模拟的结果转变为物理量的依据。确定相似比例的常用方法有两种：

1）量纲分析法：仅知道系统的主要变量及参数，但不知道微分方程时采用。

2）方程分析法：既知道主要参数又知道微分方程时采用。

现以均质各向同性介质中非稳定流问题为例说明方程分析法。

已知原型的方程为：

地下水动力学

砂槽模型中非稳定流方程为：

地下水动力学

取比值：

地下水动力学

将比值代入原型：

地下水动力学

若下式成立：

地下水动力学

则式（7-6）与式（7-4）形式相同，可直接求各项比例值。

在确定相似比值时可任选3个，其余的可用式（7-7）求出。

（二）砂槽（渗流槽）模拟

1.渗流槽的结构

图7-1 渗流槽结构图

（据李俊亭等，1987）

（a）纵剖面图；（b）纵后视图；（c）横剖面图

1—槽首；2—槽身；3—槽尾；4—水源；5，6—各为槽首、槽尾溢水设备；7—进水截门；8—量筒

渗流槽的结构如图7-1所示。渗流槽由槽首、槽身和槽尾3部分组成。为了控制上、下游的水位，槽首和槽尾均有溢水设备。槽身侧面安装有机玻璃便于观测，另一侧面安装测压管。实验时，水由槽首（上游）供给，经槽身（模型）再由槽尾流出。模型流量用槽尾安装的量计或用体积法测定。根据渗流场含水介质的不同，渗流槽可设计成不同的形状。对于平面渗流问题，可采用矩形槽，而径向流则采用扇形或圆形渗流槽。

2.模拟试验的基本原理

其几何相似、运动相似、动力相似等所涉及长度比例（

）、面积比例（a_F=

）及渗透系数比例（

），见前述。

3.渗流模拟的优缺点及成果应用

渗流模拟的优点在于能直接观测流体在模型中的运动状态，直观且计算简单，如用式（7-8）可计算渗流场的流量。缺点是模型制作较为复杂、笨重且某些运动要素的测量比较困难。

渗流量计算式为：

地下水动力学

式中：Q为用模型求的渗流量（m/h）；a_K为渗透系数比例值（³

）；a_l为长度比例系数（

）；Q_m为模型流量（m³/h）。

（三）电模拟（连续介质电模拟）

1.模拟设计简述

连续介质电模拟模型所采用的导电介质有固体、液体及胶体三大类。通常采用的导电材料有自来水、硫酸铜溶液、氯化钠溶液、导电纸及动物胶等。模拟模型边界材料的选择除考虑边界性质的要求外，还应考虑模型本身的材料性质。如导电介质采用导电纸，当为隔水边界时，就直接利用空气（将导电纸剪成所需的模型样式即可），而已知水头边界可采用金属箔条。

在导电介质和边界材料选定后，认真对被模拟水文地质实体进行概化，既要充分反应渗流区的水文地质条件，也要使模型尽可能简单。例如，水工建筑坝下渗透平面渗流问题：

1）坝体修建在有限厚度透水岩层上时，模型的长度（L）可采用下式截取：

L=L_b+（3～4）M

式中：L为模型截取长度；L_b为建筑物地下轮廓的水平投影长度；M为有限厚度透水层的厚度。

2）当坝体修建在很厚、很大的透水层上时，由于深部的流线形状接近半圆形，且渗流速度不大，这时模型可截取为半圆形。圆心近似位于建筑物地下轮廓的中心，模型半径为：R≥1.5L_b。

2.实验、资料整理和成果应用

通常电模拟试验的主要任务是确定渗流量和绘制渗流场的流网。欲获得流网，首先要获得等水头线和流线。等水头线是利用惠斯登电桥和欧姆定律，在模型上求得等电位线和电力线后，进而获得与模型对应的渗流区流网。模拟模型资料的取得方法如下：

1）利用模拟模型获得等水头线，用下式求流量（Q）：

地下水动力学

式中：H_r为上、下游水头差，亦称作用水头（H_r=H₁-H₂）；R_m为模型试验进行时测定的电阻；ρ为导电介质电阻率；a为线性比例常数（_l

）。

2）利用二维电模拟模型试验获得资料，求渗流区单宽流量（q）：

地下水动力学

式中：δ为导电介质宽度；其他符号见上式。

如图7-2所示，利用坝下流网图，计算渗流量。在流网中任取一网格，若该网格的平均渗流长度（以中间流线为准）为ΔS_i，相邻两流线间的宽度（中间等水头线为准）为ΔL_i，相邻两等水头线间的水头差为ΔH_i，用（q_i）表示通过该网格的单宽流量，则：

地下水动力学

图7-2 坝下流网图

1—坝体；2—流线；3—等水头线；4—板桩

整个渗流区的单宽流量是沿等水头线方向上各网格单宽流量之和，即

地下水动力学

式中：m是沿等水头线方向的网格数（图7-2中的m网格数为5）。沿流线方向的网格数为n，

（图7-2中的n为10）。

㈤ 大学物理实验中模拟法测静电场用的模拟方法是

数学模拟：现象相同，本质不同，但是符合相同的数学法则！

㈥ 构造物理模拟简述

通常认为地质构造形迹和特征与岩石圈弯曲、伸长和缩短密切相关。虽然地壳只是地球整体结构中极薄的一层，但它却记录和保存了地球形成、发展和演化的踪迹。地壳以下地球深部各圈层物质在高温、高压条件下发生的物理与化学的变化和运动，以及由重力、日月潮汐作用和地球自转而产生的运动，不可避免地反映到地壳中来。地壳构造形迹至少是四维函数体（X、Y、Z和t），在绝大多数情况下坐标函数X、Y和Z与时间函数t构成复合函数关系。岩石圈快速伸长和缩短分别产生等温的减薄和增厚效应，即形成盆地和山脉。热应力释放进一步引起沉降和隆起，沉积和剥蚀作用又分别使得其作用增强。所以，大多数垂直和水平运动导致的地层演化中的微妙和复杂的构造形迹被认为是岩石圈变形的结果或地质体对应力作用的响应。驱动力、应力体系与构造变形有着内在联系或因果关系，这种关系已越来越多地得到地质信息和实验证据的证实。地质体中的应力系分布是相当复杂的，由于地层或岩石物性在横向和垂向上分布的非均一性，以及物质的非类同性等因素导致了变形的各向异性。

构造变形是力系或应力系作用的结果。但是，现今采集和观察到的大量的地质信息和实例是构造地质演化的最终结果或其中的某一幕，过程早已缺失或被后一幕构造演化所替代。动力驱动和构造变形之间的耦合和叠置关系、大洋闭合诱发的岩石圈长度缩短、俯冲带形成和演化中伴生的推覆体质点高值剪切位移，以及陆块碰撞和拼接部位混杂岩带的形成等重要构造形迹形成和演化的物理过程，要在野外全部观察到是不可能的。同时，这种作用是连续渐变的，碰撞事件可能经历了几百个Ma时间跨度，无疑增大了所研究问题的难度。因此，一种合理而又现实的研究途径是，利用构造模拟实验方法再现和论证这些重要构造形迹。

构造模拟实验是在地质调查研究基础上进行的，采用的主要方法有物理模拟和数学模拟两种。物理模拟是采用实际的物理材料，按照一定的构造形成模式，模拟自然界岩石的构造形态、变形过程及各种物理量与几何量的实验方法。数学模拟主要采用数学力学方法，对构造模型的应力场、位移场、应变场、应变速度场、应变速率场、流体运移势场、温度场等各种势场进行定量分析。物理模拟侧重于对各种构造型式、形态的模拟，其特点是以相似理论为依据，采用相似材料，构成相似的力学模型，用以模拟地壳的岩石构造形迹和构造型式的形成条件和力学过程，其优点是容易再造构造变形现象，容易调整试件的力学性状和边界条件，在短时间内重现地质年代的宏观构造变形过程。数学模拟是进一步对形成这些构造型式的机理的模拟，其优点在于能对各种物理量及几何量的分布规律及相互关系进行定量的数学表达，便于反映构造的内在规律。近年来，随着计算技术的飞速发展，数学模拟方法取得了长足进步，可以处理更加复杂的问题，求解问题的速度也更加快捷。物理模拟和数学模拟是相辅相成、互相补充的两种模拟方法，它们的结果可以相互检验和印证。

构造模拟的一般原则有：相似性原则、选择性原则、分离性原则、逼近性原则和统计性原则（曾佐勋等，1992）。构造模拟的一般步骤为：

1）地质调查，确定地质构造原型；

2）分析控制构造原型的主要因素；

3）根据原型几何尺寸与所采用的模拟方法等，确定模型比例尺；

4）根据构造形成的物理环境与原型的材料力学性状，选择合适的模型材料；

5）根据野外观察或地球物理资料所推断的原型受力方式与约束条件，确定模型的加载方式和约束条件；

6）记录模拟实验过程和结果，及时进行整理；

7）分析模拟结果的精确性以及与天然实体的相似程度，若达不到要求，可重复上述各个步骤；

8）合理地将模拟结论用于实际问题。

构造模拟的历史由来已久。1894年，Willis通过褶皱形成机制的物理模拟实验，阐述了北美洲阿巴拉契亚山脉的成因机制，所设计的实验装置是单侧挤压，实验材料为蜂蜡（wax）、松脂（turpentine）和石膏（plaster）。而后，Rambery利用离心机实验技术开展了大陆、大洋和造山带演化模式的物理模拟实验；李四光（1965）开展了压力、张力和扭力与构造变形和造山带分布规律的黏土模拟实验；Tapponnier（1986）等利用一个11 cm×30 cm的矩形透明塑料盒作为实验材料容器，镙杆千斤顶（screw jack）作为施加力的主要部件，用黄色和紫色相间的塑性黏土制成可变形的矩形模型块，开展了印度板块与欧亚板块碰撞的构造变形的物理模拟实验；Zhang等通过改变实验材料的密度值实施了仰冲与俯冲机制的物理模拟实验；许志琴等（1986）开展了陆内俯冲的模拟实验；Devy和 Cobbold 开展了岩石圈缩短与造山运动的模拟实验；Shemendach报道了通过俯冲带演化过程的物理模拟实验获得的最新见解；单家增（1999）探讨了造山带的动力学成因机制，并用物理模拟方法模拟了陆-陆碰撞造山带形成和演化的物理过程，并据此论证其动力学成因机制，定量给出了在地幔对流驱动力派生的拖曳力和板块运动产生的水平压缩力，以及其他附加力的联合作用下，地壳与岩石圈水平缩短和垂直增厚的比值关系，从构造物理学角度分析和审视了这一重要构造事件。

在此我们将采用构造物理模拟方法来检验我们对三江中段岩石圈正交叠加构造演化动力学的一些认识。

㈦ 物理沉积模拟研究方法与步骤

对湖盆沉积砂体的形成与演变依据一定的科学准则对碎屑沉积砂体的形成与演变进行模拟是碎屑岩沉积学发展的重要边缘分支学科，也是研究碎屑沉积体系分布的一条重要途径。物理模拟研究就是将自然界真实的碎屑沉积体系从空间尺寸及时间尺度上都大大缩小，并抽取控制体系发展的主要因素，建立实验模型与原型之间应满足的对应量的相似关系。这种相似关系建立的基础乃是一些基本的物理定律。如质量、动量和能量守恒定律等。

1.物理模拟研究的基本步骤

现在看来，碎屑沉积模拟一般可分为物理模拟和数值模拟两个方面。物理模拟是数值模拟的基础，可以验证数值模拟的正确性；数值模拟反过来可以有效地指导物理模拟，使物理模拟具有一定的前瞻性。应当说，物理模拟与数值模拟相辅相成，对实际问题的解决可以起到相互促进的作用。

物理模拟是对自然界中的物理过程在室内进行模拟，其发展历史已逾百年，在水文工程及河流地貌学上应用较广，已经初步建立了一套理论基础和实验方法。至于开展碎屑沉积砂体形成过程及演变规律的物理模拟，还是近二十年的事情。应当承认，碎屑砂体沉积过程的物理模拟与水文工程的模拟是两类不同性质的模拟过程。水文工程的物理模拟是在现今条件确定的情况下，预测未来几十年内河道淤积演变对水文工程的影响，所涉及的时间跨度非常短暂；而碎屑砂体形成过程的物理模拟则是在沉积初始条件基本未知，依靠沉积结果反演沉积条件，从而逼近沉积过程的一种模拟。它所涉及的时间跨度是地质时代，一般在几千至几万年甚至几十万年的时段内，因而研究难度比较大。值得指出的是，形成一个碎屑砂体的时间与该砂体形成后所经历的更加漫长的成岩时间是两个概念。碎屑物理模拟所考虑的时间是碎屑沉积体系的形成时间。

物理模拟的关键是要解决模型与原型之间相似性的问题，也就是说，实验模型在多大程度上与原型具有可比性是成败的标准。为此物理模拟实验必须遵从一定的理论，这种理论可称之为相似理论。模型与原型之间必须遵守的相似理论包括几何相似、运动相似及动力相似。

碎屑物理模拟一般都在实验装置内进行，物理模拟的方法步骤可概括为如下步骤：

1）确定地质模型。所涉及的参数包括盆地的边界条件（大小、坡度、水深、构造运动强度、波浪、基准面的变化等）、流速场的条件（流量、流速、含砂量等）、入湖或海河流的规模及分布、沉积体系的类型、碎屑体的粒度组成等。

2）确定物理模型。由于自然界中形成沉积体系的控制因素较多，确定物理模型的关键是抓住主要矛盾，而忽略一些次要因素。好的物理模型应当反映碎屑沉积体系的主要方面。物理模型的主要内容是确定模型与原型的几何比例尺与时间比例尺、流场与粒级的匹配、活动底板运动特征以及模型实验的层次。

3）建立原型与模型之间对比标准。实验开始前应确定每个层次的实验进行到何种程度为止，是否进入下一个层次的模拟，所以确定合适的相似比十分重要。

4）明确所研究问题的性质。应当明确沉积学基础问题的研究可以假设其他因素是恒定的，而重点研究单一因素对沉积结果的影响，但实际问题的解决往往是复杂的。各种因素之间是相互制约的，因此必须综合考虑。一般应从沉积体系的范畴思考问题，而不能仅从某个单砂体着手就事论事。因为单砂体是沉积体系甚至是盆地的一部分。

5）确定实验方案。即在物理模型的基础上，进一步细化实验过程，把影响碎屑沉积的主要条件落实到实验过程的每一步，特别应注意实验过程的连续性和可操作性。因为实验开始后一旦受到某些因素的影响而被迫中断，再重新开始时，该沉积过程是不连续的（除非在形成原型的过程中确实存在这种中断），流场的分布将受到较大影响，因此，实验开始前的充分准备是十分必要的。

6）适时对碎屑搬运沉积过程进行监控。因为沉积模拟研究是对地质历史中沉积作用的重现，是对过程沉积学进行的研究。所以沉积过程的详细记录和精细描述是必需的，只有这样才能深入研究过程与结果的对应性。

7）过程与结果的对应研究。实验完成后对沉积结果的研究一般可采用切剖面的方法，对碎屑沉积体任一方向切片建立三维数据库，并与沉积过程相对应，比较原型与模型的相似程度，从而对原型沉积时的未知砂体进行预测。目前已经做到的对比项目有相分布特征、厚度变化、粒度变化、夹层隔层的连通性及连续性、渗流单元的分布等。

2.物理模拟的实验方法

1）确定模拟区的规模及层位。在对模拟原型进行研究的基础上，根据要求确定模拟的地质层位。若模拟区块较大或模拟层段较厚，一般要进一步细分，才能保证模拟的精度。

2）确定模型的比尺。一般来说应保持x、y、z三个方向为同一比尺，即物理模型为正态模型，这样可保证模拟结果的精度较高；若为变态模型，变率一般应小于5。

3）确定实验装置的有效使用范围。当原型与模型的比尺确定后，实验装置上有效使用范围便随之确定。

4）确定原始底形。按实际资料，将模拟层位以下地层的底形按比例缩至实验装置内。

5）确定加砂组成。按模拟层位的粒度分析资料并加以确定。

6）确定洪水、平水、枯水的流量。一般根据模拟原型沉积时的气候特点，结合现代沉积调查及水文记录，概化出流量过程线，按流量过程施放水流。

7）湖水位控制。根据原型研究，按比例选择合适的初始沉积时的湖水深度，另外，应确定每一阶段的沉积过程是否在高位体系域、低位体系域或是水进水退体系域内进行，最好明确一种体系域变化为另一种体系域的时间长短，即变化速率，因为这关系到实验过程中湖水位的调节。

8）确定加砂量。一般洪水、平水、枯水的加砂量明显不同，加砂量的确定应与流量过程匹配，并考虑水流能够搬运为原则，同时应明确实验过程为饱和输砂还是非饱和输砂。

9）含砂量控制。此参数是储集砂体地质研究中不能获得的参数，一般采用现代沉积调查的结果进行类比，按洪水期、平水期、枯水期分别设计，也可以设计为一个区间，按流量调节。

10）河道类型。国外物理模拟研究在实验开始前，一般在原始底形上塑造模型小河，以使水流首先有一流道。该模型小河对以后的沉积作用不产生太大的影响。随着实验的进行、水流会自动调整。但一般若原型资料较好，在缩制原始底形时，已存在水流的通道不需要设置模型小河。

11）确定河岸组成。在需要设置模型小河时，应考虑河岸的组成，因为这关系到河岸的抗冲性以及河道的迁移和决口。一般应考虑原型的特征来设计。

12）活动底板控制。活动底板运动是地壳运动在实验室内的表现，它从宏观上控制了沉积作用的特征和样式。首先应明确原形沉积时构造运动的类型与性质、构造运动的强度与时期，这涉及活动底板运动的幅度和速率是否造成断层及断距的大小等。

13）过程监控。由于沉积模拟研究是对砂体的形成过程进行研究，所以实验全过程的监控是分析对比过程与结果必不可少的，国内外一般采用与时间同步的电动照相机和对实验过程全程录像的方法，辅以详细的观察描述来对实验过程进行跟踪监控。

14）过程细化。将实验过程细化为若干个沉积期，每一个沉积期对应一个单砂体或一个砂层组，每一期沉积过程结束后，详细测量各种参数、边界形态等。

15）剖面研究。实验完成后，对沉积砂体进行纵、横剖面的切片研究，并与过程相对应，最终与原型砂体进行对比，检验实验结果的准确性。

16）整理各类资料、数据，为数值模拟研究提供必要的信息。

3.物理模拟的标准

碎屑沉积过程物理模拟成功与否的判别标准就是实验模型与原型相似程度的高低。在油气勘探阶段，可以与地震剖面和测井曲线所反映出来的砂体类型和砂岩厚度进行对比。在油气开发阶段，可以与测井曲线和开发动态相比较。目前各类静态参数（粒度、厚度、连续性、连通性、砂体延伸方向和规模、沉积相类型等）的符合率一般为70%，动态方面的对比尚没有深入研究。

4.物理模拟的局限性

（1）尺度的限制

任何物理模拟实验装置由于受到场地及装置大小的限制，不可能无限制地扩大规模。如果原型的几何规模比较大，要想在室内实现模拟，就只有缩小比例，而任何比尺的过度缩小，都将造成实验结果的失真和变形，导致原型与模型之间相似程度的降低。根据目前实验水平，一般x、y方向的比例尺控制在1∶1000之内较合适。z方向的比尺控制在1∶200之内比较理想。实际工作中，一般使x、y、z方向比尺保持一致，即选用正态模型准确性较高。某些情况下，根据原型的形态特点，x、y、z方向的比尺允许不一致，即选用变态模型，但二者相差不宜太大，否则容易造成实验结果的扭曲。

（2）水动力条件及气候条件的限制

自然界碎屑沉积体系形成过程中，水动力条件非常复杂，有些条件在实验室内难以实现，如潮汐作用、沿岸流、水温分层、盐度分异以及沉积过程中突然的雨雪气候变化等影响因素，这些都在一定程度上影响了实验过程的准确性。

（3）模型理论的限制

在物理模拟相似理论中，诸多相似条件有时并不能同时得到满足，而某个条件的不满足就可能导致实验结果在一定程度上失真。例如，要使模型水流与原型水流完全相同，必须同时满足重力相似与阻力相似，但二者是一对矛盾；又如悬浮颗粒的运动，现有模型中关于沉降速度的相似条件有沉降相似和悬浮相似，很显然，二者也不可能同时满足。因此实验方案设计中，提取起主要作用的因素显得十分重要。

尽管碎屑沉积体系的物理模拟存在上述许多局限，但它在促进实验沉积学的发展、研究碎屑体系形成过程及演变规律、预测油气储集砂体的分布方面愈来愈显示出它独特的优势。

㈧ 稳定电流场的物理模拟方法

稳定电流场常用的物理模拟方法有水槽、土槽、导电纸、电阻网络和薄水层等方法。根据相似理论，在进行物理模拟时，保持野外与室内地电模型的几何尺度按一定的比例缩小，并保持各地电体的电阻率比值不变，便可用实验方法获得与野外相似的观测结果。

设在野外实际条件下，地下有n个形状、大小和导电性不同的地质体，其电阻率分别为ρ₁、ρ₂、ρ₃…ρ_n。这时，地面任意两点M、N间的电位差ΔU，可表示为

地电场与电法勘探

式中ΔU₀为地表水平、地下均匀各向同性介质情况下的电位差；G为与各地质体几何形状、大小、埋深、电极位置及地形起伏等因素有关的几何参数；μ为相对电阻率参数：μ₂=其中ρ₂、ρ₃…ρ_n 表示地电体的电阻率，ρ₁ 表示其周围介质的电阻率。当各电性不均匀体的电阻率比值参数μ₂，μ₃，…，μ_n 与各长度因素的相对比值或几何参数G保持不变时，则比值保持恒定。因而，便可用缩小比例尺的办法，将野外实际中各长度因素按一定比例缩小，并按实际的电阻率比值，在实验室中建造物理模型并进行观测，这样所获得的电扬和野外相同，这便是稳定电流场物理模拟的基本原理。

由于土槽模拟和水槽模拟方法类似，它们均可模拟点源场二维和三维问题，而导电纸和电阻网络、薄水层皆适用于模拟线源场二维问题，故下面仅介绍水槽和导电纸模拟方法。

（一）水槽模拟法

水槽模拟法是将模型、场源和工作装置布置在盛水的水槽内进行观测的一种物理模拟方法。它是用水作为均匀介质以模拟围岩，用有机玻璃和胶木板等模拟理想高阻绝缘体，用铜板、铜球等模拟理想导体，用石墨粉掺水压紧或掺和水泥制作的模型模拟有限电阻率的地质体。该法是电法勘探最常用的物理模拟方法。

水槽模拟可以分为二分之一空间与四分之一空间两种模拟方法，如图1-4-9所示。图（a）为二分之一空间模拟，c′d′dc为有机玻璃等绝缘材料做成的地形，立在水槽中（或放在水槽底），沿边缘影响不大的ab线上布极观测。二分之一空间模拟，可用于模拟二维、三维地电体和地形，并可用于正交测线和斜交测线测量。

图1-4-9 二分之一与四分之一空间模拟

图（b）为四分之一空间模拟方法，它是分别用有机玻璃板和水模拟空气和大地。实验时，模型垂直立在水槽中，并稍露出水面，在水面上沿地形线ab布极观测。根据镜像法原理，对水平地面，电阻率为ρ₁的均匀介质而言，用三极AMN测量时，可按下式计算用四分之一空间模拟所得电位差和电阻率：

地电场与电法勘探

式中：

地电场与电法勘探

可见，四分之一空间所测电位差为二分之一空间所测电位差的二倍。而它还具有布极方便、造型容易、观测简便、边界影响小等优点。

（二）导电纸模拟法

导电纸是在纸浆中掺入炭黑制造而成，它有两种规格，其电阻率分别为0.1～0.15 Ω·m和0.7～1 Ω·m。由于导电纸的厚度很小（10^-4 m），故常用线电阻率（电阻率除以厚度）表示其导电性。则两种规格对应的线电阻率分别为1～1.5 kΩ和7～10 kΩ。

如图1-4-10所示，对于地形和地质体的走向彼此平行的情况，导电纸模型可视为垂直于地形、地质体走向的断面。因而，导电纸上的点、线和面，则分别表示垂直于纸面的无限长的线（AA′）、面（ab～a′b′）和柱体（K～K′）。所以，该法只适用于模拟线源场中二维地电断面问题。

图1-4-10 导电纸模拟

设线电流源A单位长度的电流为I。当地表水平、地下为均匀各向同性、线电阻率为ρ₁ 介质时，M点的电流密度为 j=I/πr。则根据电磁场理论，

当A、B供电时，在M、N两点间的电位差ΔU_MN可表示为

地电场与电法勘探

若令

地电场与电法勘探

则可用下式计算线源二维均匀地电断面的电阻率：

地电场与电法勘探

以上所述稳定电流场的物理模拟方法，对体极化介质激电场的物理模拟而言也是适用的。即要求：①保持模型和实地的几何尺寸成线性比例；②保持模型与实地的电参数相同（实际上，对导电性只要求相对电阻率相同）。

然而，对面极化体则必须使面极化系数k或λ=，相应减小一个倍数。但由于λ的变化范围很小，且难以控制，不能实现上述准则。因此面极化模型的实验结果，只能作为激电场分布的定性解释。

㈨ 通过这次实验你对模拟法有何认识,两个物理量可模拟的条件是什么

摘要 1、模拟法概念