模拟洋流系统的一个实验装置

2. 实验方案设计

一、 实验内容

考虑不同库水升降条件下,“浸泡—风干”循环作用对岩石试样实验, 对每一期试样进行单轴或三轴实验, 得出在不同水位升降条件下对岩体力学参数的影响规律, 及在不同“浸泡—风干”循环期次作用下力学参数劣化规律。

二、 试验岩样

试验所用砂岩取自三峡库区秭归沙镇溪镇白水河滑坡, 为侏罗系上沙溪庙组砂岩。在同一个岩层开出较大片的岩块, 并在现场切割成小块运回试验室钻心取样。 根据《工程岩体试验方法标准》(GB/T50266—99)、 《水利水电工程岩石试验规程》(SL264—2001)以及国际岩石力学学会推荐标准, 同时满足RMT-150C岩石力学试验系统三轴试验岩样规格要求, 经过细心切磨制成尺寸为Φ50mm×100mm圆柱形试件。 试样的精度严格满足规范要求: 高度、 直径偏差≤±0.3mm, 试件两端面不平整度≤±0.05mm(图5-1)。

岩石矿物鉴定结果为绢云母中粒石英砂岩(图5-2), 孔隙式钙质胶结结构, 基质具微细鳞片变晶结构的中粒砂状结构。 岩石由石英、 长石、 岩屑、 云母等组成。 碎屑组分有燧石岩屑, 次角-次圆状, 粒径0.3mm, 占10%; 石英碎屑, 次角-次圆状, 均匀分布,粒径0.3～0.5mm, 占80%; 基质组分为绢云母, 占10%。

图5-9 有压岩石溶解仪的结构图

图5-10 水压力室俯视图

图5-11 控制箱

YRK-1岩石溶解试验仪为本试验开发的一种模拟库水压及库水升降条件下岩石溶解试验仪, 下面将对该仪器进行详细的介绍。

(1)一种模拟库水压力条件的仪器的研制

本实验仪器为一种模拟库水压力状态下水-岩作用的实验装置, 模拟蓄水后库岸岩(土)体所受水压力环境, 通过考虑不同水压力及水位升降条件下的岩石-水作用的浸泡实验, 研究库水条件下的水-岩作用及力学损伤特征。 为了达到上述目的, 本仪器制作由岩石溶解室(压力室), 动、 静水模拟控制系统, 压力控制系统, 压力传感带等组成。

水压力室: 主要由底座、 圆柱形水压力室和盖板组成, 底板与盖板之间分布有八根加固螺栓, 通过密封垫圈将圆柱形水压力室固定在底座和盖板之间。水压力室采用不锈钢和有机玻璃制作, 以便承受较大压力。

压力控制系统: 由内部压力传导系统和外部压力控制系统组成。在水压力室底部安装一个压力传感带与外部压力控制系统相接, 该压力传感带与外部压力控制系统相连; 外部压力控制系统由供压装置和高精度压力表以及压力传导管道组成, 通过高精度压力表将15MP压力转变为0～1.4MP(量程范围)的压力传递到压力传感带(稳压状态), 通过压力传感带将压力传递给水, 进而控制水压力室中的水压, 满足实验要求达到的压力状态。

动、 静水模拟控制系统: 该系统由稳压电源、 直流电机、 叶轮组成。 直流电机安装在水压力室的底板下部, 通过转轴与水压力室内部的叶轮相连。 可以模拟在动水状态下岩石的溶解特征, 也可以模拟在静水状态下岩石的溶解特征; 同时, 通过控制直流电机转速进一步模拟在不同动水状态下岩石的溶解特征。 与压力控制系统组合可以进一步模拟在水库库水压力状态下(具有一定的流速情况下)的水-岩作用。 同时在水压力室下部设置水样采集口, 通过水样分析研究岩石溶解特征。

(2)岩石溶解仪操作步骤

a. 压力室放置试样。 首先将制备好的岩样放入水压力室内, 分层直立或横卧摆放;盖上盖板并将加固螺栓拧紧, 固定好。

b. 压力室充水。 通过进水管向水压力室内注水, 注水期间将放气螺丝打开, 将水压力室内空气排除, 直至水漫出注水管后, 封闭进水管, 拧紧放气螺丝。

c. 控制压力室水压力。 连接外部压力控制系统与内部压力控制系统, 确认连接完成后, 将总控箱中的气源压力调节阀全部放开(拧至最松位置), 放气阀放到“开”的位置。 缓慢旋转气源压力调节阀, 按照实验要求调节压力, 并通过外部压力系统通过压力传到装置将压力传递给水, 保证水-岩作用是在一定库水条件下进行。

d. 取出试样。 完成一个实验周期之后(实验流程要求), 获取试样之前, 首先关闭总气源(氮气瓶), 按照试验流程调节阀慢慢将气源压力减小, 打开放气阀以及放气螺丝,使残余气体放出。 开放水样采集口, 获取足够水样供分析。 取出岩样做相应分析。

(3)岩石溶解试验仪的特点

该仪器制作的优点是: 结构简单、 易操作、安全可靠, 可以模拟库区岩体所处不同水压力环境, 根据需要保持或调节水压力状态模拟库水位升降; 设置动、 静水模拟控制系统, 以模拟库水扰动; 设置取水管道, 以便分析离子浓度的变化。

该仪器可以模拟在库水升降条件及水压力状态下岩石所处的水环境, 为研究库水条件下水-岩作用机理及力学特性而提供一套室内实验平台。

3. 水合物热物理参数的实验测定

自然界中水合物有99%是甲烷水合物，直接研究甲烷水合物的热物理参数有重要的实际意义。然而，这一工作长期以来困难重重，一方面是由于实验室合成甲烷水合物过程中存在“铠甲”效应(即外部的水合物生成后会形成一层厚厚的“壳”，导致生成不够彻底，生成的水合物中夹杂大量的气体、水和冰粒，并且合成过程非常缓慢);另一方面是实验技术和测试方法的局限性。青岛海洋地质研究所水合物实验室研制出一套沉积物中水合物分解过程中的热物理特性模拟实验装置，包括一个可编程控制变温实验箱一台，高压模拟实验装置一套，研制了高压热-TDR探针，购置了TDR仪和数据采集器，制作了高压和温度监测系统，并研制了计算机控制与数据采集系统一套。该实验装置的技术核心在于热-TDR探针的设计制作。TDR技术和热脉冲技术具有相对独立的探头，我们将二者有机结合，可以实现同时同地测量介质含水量、温度、容积热容量、热导率、热扩散系数等多项参数。不但避免了介质时空变异性的影响，还可以实现连续定位测定。

实验装置

如图75.13所示，模拟实验系统硬件部分包括可编程步入式变频高低温箱一台、高压模拟实验装置一套(包括其核心技术———耐高压热-TDR探针)、数据采集系统，软件部分我们自行设计编写了计算机控制与数据采集系统。

图75.13 实验装置简图

高压模拟实验设备主体部分是增压系统、两个高压釜体及插入反应体系中的热-TDR探针。气高压气瓶顶端有两个压力控制阀门，用于控制气瓶输出压力和釜体输入压力。阀门连接两个压力指示表，可以直接读出两处压力值，便于控制加压幅度。

高压釜体包含一个反应釜体和一个为搅拌釜体。两个高压釜体容积均为200cm³，最大工作压力30MPa。高压反应釜外层用不锈钢制作，采用自紧法螺纹密封，为保证螺纹密封效果，在连接部分采用两个O型密封圈进行密封。整个反应釜也是专门设计定做，通过测试，其密封效果可以保证实验顺利完成。搅拌釜体内装有聚四氟磁棒，下部是磁力搅拌器。反应釜体内部装有内筒(内筒用聚砜材料切割制成，聚砜具有力学性能优异，刚性大、耐磨、耐高压、热稳定性好等特点，适合在低温高压条件下作为水合物的反应容器材料)。容积为70cm³。热-TDR探针插入内筒所盛的反应物中发射热脉冲和测定反应体系温度、含水量等参数。压力表直接连接在气体管路上，便于采集数据和人工监控。

实验技术与方法

将沉积物装入模拟装置，采用逐渐升压的办法，测量压力对热物理参数的影响。当模拟装置内的压力达到预定的压力条件时，停止加压。室温下模拟装置放置一定的时间后，若压力没有发生变化即可开展水合物生成模拟实验(压力恒定48h)。启动监测装置，监测模拟装置内，温度、压力和TDR波形的变化。随着水合物逐渐生成，TDR波形逐渐发生变化，反射系数逐渐增加，相对距离缩短。

打开搅拌釜、反应釜进气阀门(阀门3、4、5)，打开抽真空口(阀门2)，其余阀门关闭，将系统抽真空。待系统负压稳定后，关闭抽真空口和抽真空机。打开除高压阀以外的所有阀门，通入实验所用的甲烷气清洗气路，重复3～4次。然后打开进气阀门(阀门1、3、4)，其余阀门关闭，开始向两个高压釜内加压。加至实验所需压力(4.0～7.0MPa)后关闭加压阀门稳定一段时间。打开磁力搅拌器直至搅拌釜内的甲烷气溶解在SDS溶液中达到饱和。打开搅拌釜和反应釜之间的阀门(阀门5)，使溶解了饱和甲烷气的SDS溶液流向反应釜，直至反应釜中的松散沉积物达到含水量饱和状态后关闭阀门5。开启控温箱开关，将温度设置为0.5℃。实验进入水合物合成阶段。水合物合成所需时间受多个条件影响，如水合物的“记忆效应”、温度“过冷度”、表面活性剂的添加等。水合物合成一般需要1、2d时间。水合物生成进度可以通过TDR波形图明显看出。

实验选择的热脉冲电源为12V直流电源。通过计算机直接控制热脉冲发射的时间和时长。由于实验采用的加热丝直径很小，加热时间过长容易导致加热丝绝缘层烧化;另外，水合物本身遇热容易分解。综合考虑上述各因素影响，加热时长一般掌握在4～8s内。另外，一个热脉冲发射过后需要一定的散热时间，待反应体系温度完全恢复到脉冲发射前的状态时再发射下一个脉冲。两个相邻的热脉冲之间发射间隔过短，反应体系内的余温会干扰实验结果;间隔过长则费时费电(刁少波等，2008)。

计算

采用了平行热线法和交叉热线法测定热物理特性。

1)交叉热线法。热导率计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:λ为热导率;"₂、"₁为两次热脉冲的加热时间;T₂-T₁为温度的变化;Q为热源强度。

2)平行热线法。热扩散系数α计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:t_m为达最高温度时的时间;t₀为热脉冲的加热时间;r为热电偶距线性热源的垂直距离。

容积热容量计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:q为单位长度加热丝在单位时间内释放的热量;E_i(-x)为指数积分。

由λ=α·ρ_c计算出热导率。

4. 水文因素（水、土相互作用模拟实验）

土地是岩溶生态系统的重要组成部分，它提供植物生长所需的水分、营养元素等物质条件和环境，土地质量对岩溶生态系统有显著的制约作用。岩溶地区的土地资源相对非岩溶地区来讲，具有数量少和分布不集中的特点。再加上岩溶区山高坡陡，水土流失严重，以及旱涝灾害频繁，使得岩溶区的土地资源更显珍贵。合理利用有限的土地资源已成为保护岩溶生态环境、实现可持续发展当务之急。为了解决岩溶区普遍存在的干旱缺水问题，各地都在研究开发岩溶地下水或者其他类型的水资源，利用岩溶地下水解决农田灌溉虽能满足作物需水量，但岩溶水是Ca、Mg-型水，且地下水水温在当地年平均气温上下变化，这种水对土壤有什么影响还不清楚。外源水也是岩溶区比较常见的一种水资源，这种水固形物低，pH值低，使用它灌溉会对土壤有何影响?要先回答这些问题，才能更好地、合理地利用岩溶水和外源水资源。为了探讨这个问题我们设计了以下模拟实验。

3.2.3.1 材料和方法

（1）实验材料

土壤：石灰土采自桂林岩溶试验场，成土母岩为泥盆系融县组灰岩。红壤取自云南省石林风景区，成土母岩是峨眉山玄武岩。土壤化学成分见表3-6。

表3-6 实验用土壤主要化学成分（w_B/%）

人工降水：岩溶水取自桂林朝阳乡雍家村峰丛洼地中的表层岩溶泉。外源水取自桂林附近尧山上的天赐泉。两种水水化学分析结果见表3-7。

表3-7 实验用水的主要离子成分及相关指标（ng·L^-1 ）

石灰岩：采用桂林英山融县组石灰岩，石灰岩粉碎成1～2cm的颗粒，并清洗备用。

（2）实验装置

用直径为20.5cm的PVC管截取成35cm和65cm高的圆桶，在桶的一端用15cm宽的塑料板将其分成等体积的两个半圆，再将此端焊接在一块塑料板上，并确保接缝处紧密而不漏水，同时在塑料板上焊接两个水龙头，用来释放土壤溶液（图3-21）。

（3）实验方法

在两个水龙头处放上透水石，在圆桶底部挡板的一侧放10cm厚的石灰岩颗粒，然后分别填上20cm和50cm的石灰土或红壤（没有放岩石的一侧土壤厚度为30cm和60cm）。实验设置了6种处理：

A——20cm红壤浇灌岩溶水；

B——20cm红壤浇灌外源水；

C——20cm石灰土浇灌岩溶水；

D——20cm石灰土浇灌外源水；

E——50cm红壤浇灌外源水；

F——50cm石灰土浇灌岩溶水。

第一天各土柱浇灌相同体积的水，第二天收集水样、分析，由于实验过程中的意外，实验处理B部分数据未能获得。实验在室内进行，时间为2002年7月17日至9月28日，实验期间室内气温30～22℃。

图3-21 实验装置示意图

（4）分析方法

Ca²⁺、浓度使用德国产的 Calcium Test和Alkalinity Test测试盒现场测量；

pH值、水温、电导率用德国产的Mutiline P-3；

气温用水银温度计；土壤溶液体积用量筒。

3.2.3.2 结果与分析

（1）Ca²⁺动态

Ⅰ.外源水加速土柱Ca²⁺的淋出量和速率

各种处理Ca²⁺淋洗的强度变化具有类似的现象，第一次淋洗出Ca²⁺的量都远远高于以后的浓度，这是因为土壤在失去水分后土壤溶液中的溶质并没有随水一起散失，而是吸附在土壤胶体表面上，加入水后，溶质重新扩散到水中，再加上在干燥的土壤上加水，许多水分子被土壤颗粒吸附后变成不流动的水膜，流出来的水量比较小，就这样造成第一次淋洗Ca²⁺浓度特别高的情况。在随后的一次或几次淋洗中Ca²⁺的淋出量都有较大幅度的降低，说明以前残留的Ca²⁺吸附力弱，容易解吸到水中。此后，Ca²⁺浓度又逐渐升高，基本上在实验的第15d达到峰顶位置。Ca²⁺浓度峰值的出现与土壤在实验前受到扰动有关。扰动土壤使胶粒外表面发生变化，原来被胶体牢固吸附的非活性补偿离子层可能变成扩散离子层，导致扩散离子的增加，从而在淋洗开始阶段形成一个高峰。

随后Ca²⁺的浓度变化分为两种情况（图3-22），一种是不断下降型，比如B、D、E、F土柱；一种是稳定型，比如A、C土柱。出现这种现象的原因是采用不同的灌溉用水。用外源水灌溉的B、D、E土柱都属不断下降型，用岩溶水灌溉的A、C土柱都是稳定型。F土柱属下降型的原因是它体积大，扩散层吸附的离子数量多，释放过程比20cm土柱要长，岩溶水的影响退居次要地位。各土柱淋出的Ca²⁺浓度在开始阶段区别明显，高低顺序为F＞E＞C＞D＞A＞B，然后差别渐渐变小。体现体积大的土壤离子交换量大。计算各土柱Ca²⁺的改变量发现（表3-8），在灌溉用水体积和淋出溶液体积基本相同的情况下，岩溶水灌溉的土柱（A、C、F）Ca²⁺改变量比外源水灌溉的土柱（D、E）小得多。E、F土柱由于土壤厚度大，Ca²⁺的改变量比A、C、D土柱要大。从此可以得到以下结论：外源水比岩溶水更有利于土壤盐基离子的淋失。可以预测，如果土壤得到外源水不停地淋洗，土壤的盐基饱和度会下降；而岩溶水可以补充盐基离子，对离子的淋洗具有一定的缓和作用。

表3-8 各土柱灌溉引起的Ca²⁺改变量

图3-22 各土柱Ca²⁺淋失动态

Ⅱ.外源水对土下碳酸盐岩的溶蚀能力更强

同一土柱淋出溶液的Ca²⁺、浓度差比较复杂，并非体现了土壤水的溶蚀能力。比如A土柱，有垫层和无垫层情况Ca²⁺浓度变化规律是一致的。在高峰阶段Ca²⁺浓度有垫层的比没有垫层的高，然后出现相反的现象，最后还是有垫层的较高。两边的变化规律相同，有垫层的一边在开始阶段浓度大于无垫层一边，后来两边的浓度趋于相同。C土柱在Ca²⁺浓度曲线高峰阶段两边几乎相等（图3-23），高峰过后，二者的差距逐渐拉开，有垫层的一边大于无垫层一边。浓度的变化与 Ca²⁺相似，不同的是在高峰阶段有垫层的一边反而小于无垫层一边。有垫层的一半，由于碎石之间的空隙比较大，降水更快地下渗到垫层中，垫层中的温度平均比无垫层的高0.3℃，有垫层一边的淋出液pH值平均为7.35，无垫层的一边pH值为7.74。这些因素的差别都会引起离子交换量的不同，所以Ca²⁺浓度的差异并不仅仅是溶蚀作用引起的。但在各土柱淋溶的最后阶段，有垫层的一边都大于无垫层的，这反映溶蚀作用是存在的。A、C、D、E、F土柱两边淋出Ca²⁺的差别列入表3-9，差别最大的是F土柱，其次为D土柱，最小的是A土柱，C土柱差别小于D土柱，说明外源水经过与土壤的相互作用后，溶蚀能力还是大于岩溶水。

图3-23 A、C土柱有、无垫层的两边Ca²⁺、浓度变化比较

表3-9 各土柱溶蚀量

由于在开放的状态下，CO₂-H₂O-CaCO₃三相不平衡系统与空气中的CO₂之间要达到新的平衡，所以岩溶水Ca²⁺、在实验过程中不断的变化（图3-24，图3-25）。刚取的岩溶水Ca²⁺、浓度最高，以后迅速的降低。但岩溶水的这种变化并没有影响到淋洗出溶液的变化，这是因为土壤对Ca²⁺、具有调蓄的能力，当岩溶水Ca²⁺、较高时，土壤就会吸收一部分离子，当Ca²⁺、离子浓度较低时，土壤释放离子。土壤的这种调蓄能力可能与土壤稳定的CO₂ 浓度有关，因为当CO₂ 浓度保持稳定时，在水分条件不变的情况下CO₂ -H₂ O-CaCO₃ 三相不平衡系统会对外界的影响做出反应，从而保持在一种平衡状态。

图3-24 A土柱土壤淋溶液和降水Ca²⁺浓度变化对比

图3-25 岩溶水淋溶红壤时土壤溶液浓度变化

（2）动态

Ⅰ.不同水质对土柱淋出的影响

石灰土和酸性土淋洗出浓度变化具有不同的规律（图3-26）。石灰土不论是用外源水还是用岩溶水淋洗，在开始阶段有一个高峰出现，在外源水灌溉条件下，高峰后浓度呈不断下降的态势（D土柱），在岩溶水灌溉条件下，峰值过后浓度下降到某一数值后开始保持稳定。例如，C土柱浓度稳定在3mmol/L左右，F土柱保持在4 mmol/L左右。酸性土也不论是外源水灌溉还是岩溶水灌溉，浓度在开始经历了一个上升阶段后开始保持稳定。例如A、E土柱浓度保持在3.5 mmol/L左右。石灰土淋出的溶液浓度有一个峰，这与Ca²⁺类似，不同的是酸性土淋出的Ca²⁺也有一个峰，原因可能是石灰土和酸性土对 Ca²⁺等阳离子的吸附方式相同，对等阴离子的吸附方式不同。计算各土柱的变化量发现（表3-10），A土柱对是吸收的，其他土柱排放，排放量较大的是用外源水灌溉的D、E土柱，较小的是岩溶水灌溉的C、F土柱，说明外源水对的淋洗能力比岩溶水强。同样是岩溶水灌溉的A、C土柱对的吸收情况相反。

表3-10 各土柱的变化量

Ⅱ.碳酸盐岩下垫层对土柱淋出的影响

同一土柱有、无碳酸盐岩垫层的两种情况淋出的差异的规律是：酸性土不论是哪种水灌溉，两种情况淋出的浓度都是逐渐增大后保持稳定，在浓度增大阶段，有碳酸盐岩垫层的浓度比无碳酸盐岩垫层的大，可能是因为在这个阶段的浓度低，溶液具有继续溶蚀的能力。在稳定阶段，已经升高到在现有CO₂分压下溶液不再具有溶蚀能力的程度，所以两者基本相同。石灰土在高峰阶段有碳酸盐岩垫层的浓度比无碳酸盐岩垫层的低，高峰过后，有碳酸盐岩垫层的浓度比无碳酸盐岩垫层的高，这是因为，在高峰阶段，的主要来源是土壤，有垫层的一半的土壤比无垫层的少，并且浓度太高，溶液基本无溶蚀能力，导致浓度较低，高峰后，浓度降低，开始对垫层产生溶蚀，因此导致有垫层的浓度较高。

图3-26 各土柱淋洗溶液浓度变化规律

（3）电导率动态

电导率的变化与Ca²⁺相似（图3-27），说明Ca²⁺在淋出溶液中占主要地位。所有的曲线都是第一次淋出溶液电导率非常高，然后都出现一个高峰，对于无垫层的情况，峰值最大的是F土柱，最小的是A土柱。高峰过后曲线保持稳定或下降。A、C土柱灌溉的是岩溶水，Ca²⁺和可以从水中得到补充，因此电导率保持稳定，F土柱虽然灌溉的也是岩溶水，但是由于淋洗出的离子浓度大，即使有补充也不能保持平衡，D、E土柱用外源水灌溉，土壤吸附的离子不断被淋失。

图3-27 各土柱淋洗溶液电导率变化规律

（4）pH值的变化

各土柱淋出液的pH值相差不大，基本上在7.6～8.0之间波动，显示土壤溶液偏碱性（图3-28）。浇灌的岩溶水pH值平均为7.72、外源水的pH值为6～7。试验结果显示，岩溶水浇灌不会引起土壤酸碱性的显著变化，而外源水浇灌，土壤淋出液的pH值升高，电导率增大，土壤盐基离子淋失，增加土壤酸性，但短时间内，土壤pH值变化不大。

图3-28 各土柱淋洗溶液pH值变化规律

3.2.3.3 几点认识

（1）外源水对土柱的淋洗作用更强

外源水对石灰土和红壤具有强烈的淋溶作用，淋溶前后外源水的物质成分与性质发生了很大的变化。石灰土和红壤淋溶作用发生后外源水Ca²⁺浓度由3.09mg/L平均分别升高到71.4 mg/L、61.9 mg/L，浓度由6.24 mg/L平均升高至201.2 mg/L、127.9 mg/L，电导率由14μs/cm平均升高至374.2μs/cm、301.9μs/cm，外源水对石灰土的淋洗强度大于红壤，因为不论是Ca²⁺、还是电导率，石灰土淋溶溶液都大于红壤。这说明石灰土吸附的 Ca²⁺、比红壤多，且容易发生离子交换吸附。石灰土、红壤 Ca²⁺、淋溶曲线具有相似的变化规律，说明离子交换吸附的机理相同。石灰土和红壤的淋溶溶液pH值由6.67升高至7.70和7.74，说明H⁺与其他阳离子发生交换，降低了土壤的盐基饱和度。

（2）岩溶水淋洗下土壤性质的变化

在Ca²⁺浓度出现高峰的阶段，石灰土淋溶溶液Ca²⁺浓度大于红壤淋溶溶液，在高峰过后至实验结束前，红壤淋溶溶液Ca²⁺浓度大于石灰土，在实验结束时，二者趋向相同。但最终石灰土淋出Ca²⁺比红壤稍微大一点，浓度和电导率变化具有与Ca²⁺类似的现象，这说明对岩溶水来讲，石灰土和红壤离子交换机理是不一样的。最终红壤对是吸附的，对Ca²⁺是解吸的，石灰土的Ca²⁺、在岩溶水淋溶下是流失的，这说明红壤本身也吸附大量的Ca²⁺，吸附的量较少。

（3）岩、土界面离子交换

岩、土界面环境与土壤环境有区别。一个土柱用一块板分隔成两半，一边是岩、土相接触的环境，一边是纯粹的土壤环境。两种环境在空隙体积、温度、pH值上不同，这种差别会导致离子交换的不同。如果单纯地将土柱两边淋出Ca²⁺的量差当作是溶蚀作用引起的，那么，外源水对石灰土下垫层的溶蚀能力强于岩溶水。

（4）土壤厚度对离子交换的影响

土壤厚度增加会引起离子交换量的增加。使用同样体积的岩溶水淋溶C、F土柱，结果F土柱Ca²⁺的变化量是C土柱的8倍，的变化量是C土柱的4.4倍。

5. 物理模拟实验仪器选用

根据煤粉产出物理模拟实验的原理及目的,需要设计可以满足该实验要求的仪器装置。这些要求包括:

(1)满足模拟地层流体在煤储层裂隙之间的流动要求;

(2)满足模拟煤储层经储层改造后的裂隙展布效果要求;

(3)满足模拟煤储层在含煤地层中的赋存状态要求;

(4)满足模拟煤层气井排水→降压→采气的生产模式要求。

通过一系列的摸索与尝试,确定了该物理模拟实验仪器装置的主体系统结构,其中包括计算机监控系统、样品制备系统、泵送驱替系统、物理模拟系统、煤粉储集系统、煤粉分析系统、电力动力系统等。

(1)计算机监控系统:主要由计算机操控平台和驱替导流监测平台等组成。计算机操控平台提供半自动半人工化功能服务,通过计算机实现对驱替导流监测平台的操控,可以满足不同条件下物理模拟实验的要求。同时,驱替导流监测平台实现流体相态驱替模式、自动调控驱替流速及压力、实时监测导流状况及实时记录排出产物状况等。

表5-3 煤体结构差异对煤粉产出的影响研究实验方案

(2)样品制备系统:主要由制样模具、升降施压油缸、平台支架等组成。制备样品的前期准备工作需要碎样机、标准样品筛、电子天平等辅助设备。首先使用碎样机将煤岩样品破碎,经过标准样品筛的筛选,选用一定粒度的煤粉颗粒,依据制样模具的尺寸形状,在升降施压油缸的挤压作用下,制作煤砖样,用于煤粉产出物理模拟实验。该系统需要通过计算机监控系统控制升降施压油缸,为制样提供稳定的压力。

(3)泵送驱替系统:主要由平流泵、储液容器、驱替液、导流室、无缝钢导管、法兰等组成。该系统的工作原理是通过调整平流泵的泵送功率,使其提供一定流速的稳定流体,该流体将储液容器内的驱替液以同等速率注入导流室内,对导流室中的煤砖进行驱替作用,同时,需要导流室的左右两侧分别安装进出液孔道,并在进出口端部安装测压孔道及相应法兰。在此过程中,通过驱替导流监测平台调控平流泵的泵送功率、设置驱替作用的周期及数据记录频率等参数。

(4)物理模拟系统:主要由煤砖样、石英砂、导流室、金属垫片、塑料密封圈、差压传感器、升降施压油缸、平台支架等组成。该系统的工作原理是通过在两块煤砖中夹持石英砂颗粒进行人工造缝,模拟煤储层经过储层改造后的裂隙延展状态;由泵送驱替系统向导流室内提供一定流速的驱替液,模拟地层流体在煤储层裂隙之间的流动过程;由计算机监控系统调控升降施压油缸,使其对导流室内的煤砖产生稳定围压,模拟煤储层在含煤地层中的赋存状态。该系统是在计算机监控系统、泵送驱替系统及物理模拟系统的相互配合下进行的,由平流泵提供驱替流体,由升降施压油缸提供挤压力,由驱替导流监测平台调控记录驱替液流速、油缸压力等参数,由金属垫片和塑料密封圈来保证导流室中煤砖处于密封状态。

(5)煤粉储集系统:主要由电子天平、无缝钢导管、烧杯等组成。该系统的工作原理是收集由物理模拟系统排出的液体及其中煤粉,同时通过驱替导流监测平台对排出液进行实时称重并储存数据结果。

(6)煤粉分析系统:主要由激光粒度仪、滤纸、过滤器、恒温烘干机、电子天平、显微镜、扫描电镜、X射线衍射仪等组成。该系统的工作原理是采用激光粒度仪对不同实验条件中产出的煤粉进行粒度分布测试;采用过滤器及恒温烘干机将排出液中的煤粉进行过滤烘干;采用电子天平对干燥的煤粉颗粒进行精密称重;采用显微镜、扫描电镜、X射线衍射仪分析煤粉的显微形态及物质成分。从煤粉的粒度、质量、显微状态和物质成分等角度研究煤粉的产出物性特征。

(7)电力动力系统:主要由配电箱和电动机等组成。该系统为物理模拟实验设备装置的其他系统提供电力及动力保障。

图5-1 煤粉产出物理模拟实验仪器设计示意图

根据上述物理模拟实验仪器装置功能要求,实验仪器设计如图5-1所示。通过调研,在综合考虑物理模拟实验的可行性情况下,采用HXDL-Ⅱ型酸蚀裂隙导流仪作为测试仪器。该仪器可以在标准实验条件下模拟地层压力及温度状态,可以实现气、液两相驱替过程,并能评价裂缝的导流能力。其装置流程如图5-2所示。根据上述物理模拟实验装置的说明,选用的酸蚀裂隙导流仪的主体系统均达到开展实验的要求,各个装置部件可以满足实验的需求。该仪器的各项参数是参照《SY-T 6302—1997 压裂支撑剂充填层短期导流能力评价推荐方法》标准而设定的。

图5-2 酸蚀裂缝导流仪流程示意图

6. 实验七 多源汇地下水流动系统设计与演示

一、实验仪器简介

多级次地下水流动系统演示仪，包括槽体、降水装置、排泄管、示踪管及观测装置。槽体内部中空上端开口连有降水装置，降水装置包括降水管、进水管和排气管，管的连接处均设置有阀门，槽体内部设有排泄管。槽体的侧面布有示踪孔和观测孔，在观测孔处设置所述观测装置，观测装置包括有观测管和测压板(图Ⅰ7-1)。

图Ⅰ7-1 多级次地下水流动系统演示仪

仪器的主要功能: ①使用 3 个降水装置并用阀门调节降水量，形象地再现地下水3 个不同级次流动系统以及流动系统规模和数量的变化; ②可以设置不同的条件观察和认识地下水流动系统的特点，理解地下水流动系统的物理机理; ③再现托特关于二维均质各向同性小型潜水盆地地下水流动系统中会出现的局部、中间、区域 3 种不同级次的流动系统。

二、实验用品与仪器部件说明

1. 多级次地下水流动系统仪。

砂槽主体是 1 个 100 cm × 50 cm × 10 cm 的槽体，顶板留空，内置模拟砂粒介质(必要时可分别模拟渗透性不同的地层) 。

降水系统为 3 个独立的降水装置，且在其进水口处安装转置流量计用来调节和测量降水量，并设有降水装置排气口。上游源、中游源和下游源降水装置独立控制补给强度。

排泄系统为 3 个横穿仪器槽体、周边均匀布孔的有机玻璃管，为防止排泄管漏砂，管外包有纱网。3 个排泄点 Q1、Q2、Q3从上游到下游 (仪器从左至右) 依次降低。

示踪系统为 29 个内部加了纱网外径套有铜管组成的示踪点，示踪点外套有中空橡皮头 (见图Ⅰ7-1) ，以便刺入供给示踪剂。注入示踪剂 (本次实验示踪剂为红墨水) ，可示踪地下水流线。

观测系统由砂槽正面 4 排 21 个测压点、侧面 8 个测压点 (其结构与示踪点相同)以及测压板构成，测压点按行排列编号。

2. 计量降水流量计或抽水蠕动泵。

3. 量筒与秒表。

4. 各种砂样。

5. 红墨水示踪剂。

三、参考实验内容 (可自定内容)

本实验流网绘制用图如图Ⅰ7-2 所示。

图Ⅰ7-2 供选做实验———流网绘制用图

1. 两级流动系统的模拟实验与设计。

2. 三级流动系统的模拟与设计。

3. 开采条件下流动系统的变化实验设计与演示。

4. 含透镜体介质条件的流动系统模拟与演示。

四、实验要求

1. 选择一项实验内容，进行实验设计。

2. 观察实验结果，记录实验数据。

3. 分析思考实验过程与结论，提交实验报告。

7. 初中生物研究课题

小生态瓶的制作 1 工具： 石蜡、烧杯、电炉和干净毛笔。 2 制做方法 1）将标本瓶冲洗干净，装入约900mL新鲜干净的河水，再向瓶内放入小虾和绿藻，然后盖上瓶盖。 2）将石蜡放入烧杯内，用电炉升温使杯内石蜡溶化，再用毛笔取石蜡液把瓶盖口密封好，使之不透气。 3）将上述制好的生态瓶放在窗台上，注意不能受阳光直射，防止水温升高，导致虾的死亡。这样小虾便可以在此密封的标本瓶内长期生存。 2.实验原理 在生态瓶内，小虾以绿藻为食，吸收绿藻光合作用放出的氧气得以生存。绿藻则依靠自身的叶绿素，利用阳光、水和小虾呼出的二氧化碳进行光合作用，合成自身需要的葡萄糖，同时放出氧气。小虾排出的粪便由细菌分解，分解后的粪便正好是绿藻的肥料。两者相辅相存，得以长期生存。 3.结论 小小生态瓶实际上是地球生态系统的缩影。在生态系统的教学中，演示生物与环境之间的相互依存关系，生动直观。该生态瓶制做容易，且可长期使用。 设计并制作小生态瓶，观察生态系统的稳定性（模拟淡水生态系统） 将少量的植物，以这些植物为食的动物和其他非生物物质放入一个密闭的广口瓶中，便形成一个人工模拟的微型生态系统——小生态瓶。 实习原理 一个生态系统能否在一定时间内保持自身结构和功能的相对稳定，是衡量这个生态系统的稳定性的一个重要方面。生态系统的稳定性与它的物种组成、营养结构和非生物因素等都有着密切的关系。将少量的植物、以这些植物为食的动物和其他非生物物质放入一个密闭的广口瓶中，便形成一个人工模拟的微型生态系统——小生态瓶。通过设计并制作小生态瓶，观察其中动植物的生存状况和存活时间的长短，就可以初步学会观察生态系统的稳定性，并且进一步理解影响生态系统稳定性的各种因素。 目的要求 1．初步学会设计并制作小生态瓶。 2．初步学会观察生态系统的稳定性。 供选择的材料用具 浮萍、满江红、黑藻、生有杂草的土块、螺蛳、蜗牛、蚯蚓、小鱼。 河水(或井水、晾晒后的自来水)、洗净的沙、凡士林(或蜡)、广口瓶。 方法步骤 根据目的要求和实习原理，设计这项实习的方法步骤，并写在《实验报告册》上。按照自己设计的方法步骤制作小生态瓶，每天观察一次。如果发现小生态瓶中的生物已经全部死亡，就应当停止观察。 浅析生态瓶失败的原因 大家是否还记得生态瓶？它是一个人工模拟生态系统的实验装置。其中包括少量的植物，如：浮萍、满江红，黑藻等；以这些植物为食的动物，如：小鱼、螺蛳、蜗牛、蚯蚓等；其他非生物物质，如：沙土、石块、水、空气等。这些共同构成了一个微型的生态系统。根据我们所学到的生态系统具有保持其结构和功能稳定性的能力的知识，我们可以推测出小生态瓶可以维持一段相当长的时间。然而，事实却恰恰出乎我们的推测。这个小生态系统最多也只能在一个月的时间里保持其结构和功能的稳定性。为什么实验结果与我们推测的结果会有如此大的差异？小生态瓶失败的原因到底是什么呢？ 我认为有两方面的原因： 一方面、该生态系统的流动性非常差。大家应该知道在生态瓶做好之后，要用凡士林或者石蜡把生态瓶密封，使其与外界隔离开，这就使外界的空气流动、水流动等影响不到瓶内， 并且小生态瓶做好之后，只是将其放在阳光下，而不会时常去晃动瓶子，因此可以说小生态瓶中的空气和水几乎是不流动的，这就好比一潭死水—毫无生机，生态瓶中的生物必然会死亡，只不过是时间的长短问题。而我们所生存的地方地球——这个稳定性较好的生态系统，它的流动性就非常好。时时刻刻都有大陆风，城市风等气流带动空气流动；洋流、河流等水流带动水流动；降雨、降雪等带动物质流动。这不间断的流动就使得整个生态系统充满了生机和活力，打个不恰当的比方说，流动性就好像人体的血液循环。大家都知道随着血液循环的进行人体的各组织细胞进行着氧气和二氧化碳的交换，营养物质与非营养物质的交换等。这样人体的各项生理功能能够正确有序的进行。但假如人体的血液循环突然停止，那么人也将很快走向死亡，正如我们所说的小生态瓶一样走向失败。 另一方面，该生态系统的物质循环不畅，大家应该还记得实验结果中有一项使测量小鱼增重多少。现在让我们做个大胆的假设。假设小鱼的体重增加了0.1g，并且全部都是葡萄糖（C6H12O6），则至少需要碳原子2.26×1021个，氢原子4.25×1021个，氧原子2.26×1021个，假设小生态瓶的体积为250ml，且全为空气——当然这是不可能的，则可算出小生态瓶中空气中的氧原子个数最多为2.96×1021个，也就是说，如果小鱼增重0.1g葡萄糖，则几乎要耗掉瓶内空气中的氧原子的80%。所以后来必然会出现缺氧的情况，而小鱼也必然走向死亡。而我们所处的地球，虽然说也有不少物质流向生物，但同时也有不少死亡的生物被微生物分解成无机盐重新回到无机界，使得整个生态系统基本上保持着一个动态的物质平衡。因为地球上的生物是如此的多。仅仅人就有60亿多，几乎每秒钟都有人死亡或者出生。我还听说过这样一件事，某村农民王某不懂得科学种田，在分到一块肥沃的土地之后，连续好几年种土豆，但收获之后不及时补充损耗的物质。结果便是他头一年收成非常好，而后几年收成都非常差。后来他在农技人员的指导下，及时补充损耗的物质，结果，收成恢复到和头一年差不多的水平。后来他了解到前几年收成不好是因为他长时间在同一块土地上种植土豆，使土豆所必需的几种物质在原来丰富的土地中严重减少，又不及时使物质循环恢复正常，而我们所说的小生态瓶不也是这样吗？瓶子使瓶内的物质与外界的交换停止，而瓶内的物质又不断地流向动物和植物，从而导致物质循环受阻，则小生态瓶必然会走向失败。 总之，我认为小生态瓶失败的原因有两个，一个是生态瓶内的流动性差，另一个是物质循环的不畅。 铜陵三中高二理科实验班 吴勇 指导老师：杨春生 设计并制作小生态瓶，观察生态系统的稳定性 小生态瓶，是一个人工模拟的微型生态系统。它可以是模拟的微型池塘生态系统，也可以是模拟的微型陆地生态系统。本文就模拟的微型池塘生态系统为例，介绍小生态瓶设计的要求、制作和观察的方法。 一、小生态瓶的设计要求 1．生态瓶制成后，形成的生态系统必须是封闭的。 2．生态瓶中投放的几种生物，必须具有很强的生活力，必须能够进行物质循环和能量流动，能使其在一定时期内保持稳定。 3．生态瓶的材料必须透明，可以让里面的生物得到阳光，并便于观察。 4．生态瓶宜小不宜大，瓶中的水量应占其容积的4／5，要留出一定的空间，储备一定量的空气。 5．小生态瓶的采光，以较强的散射光为好，不能采用强烈的直射光，否则瓶内水温过高，会导致水生植物死亡。 二、小生态瓶的制作方法 1．材料用具 水草（如茨藻）、水生小动物（如椎实螺、环棱螺）、水、砂子、玻璃瓶（如标本瓶、大试管或医用葡萄糖注射液瓶）、凡士林。 2．方法步骤 ①瓶子处理：洗净标本瓶，并用开水烫一下瓶子和瓶盖。 ②放砂注水：在瓶中放入1cm厚的砂子，再加水至瓶子容积的4／5。 ③投放生物：待瓶内水澄清后，放入水草和水生动物。 ④加盖封口：瓶子加盖，并在瓶盖周围涂上几上林。 ⑤粘贴标签：在瓶上贴标签，注明制作日期、制作者姓名． ⑥放置瓶子：将制作好的小生态瓶，放于阳面窗台上（以后不要再随意移动其位置）。 三、对照实验 生态系统稳定性，要受组成该生态系统的生物因素和非生物因素的影响。为了探索人工模拟的微型池塘生态系统的最佳组成，使其维持较长时间的稳定性，可以多设计几组对照实验，每个对照实验中，只变动其中一种因素。如果欲探索哪种小螺对维持该生态系统的稳定性更为重要，则又可增加一倍的实验组合。即前14组为椎实螺，新增加的14组为环棱螺。 四、观察 1．每天观察1次，并做好记录。 2．判别水草和小螺存活的标准。 水草绿色为生活状态，发黄、变黑，而且柔软下沉，即为死亡。小螺外壳灰绿，能运动，为生活状态；外壳变白，而且浮起，即为死亡。 五、说明 在放有河水的封闭生态系统中，除了有投入的水草和小螺外，河水中还有单胞藻，原生动物和其他微生动物，而且水中还溶解有各种矿质元素，这是一个完整的生态系统，但也是一个营养结构极为简单的生态系统。 投入的椎实螺，用腹足爬行瓶壁，以齿舌刮取瓶壁上生长的绿藻为食。环棱螺杂食。 六．实验结果分析 实验结束之后，应对结果作出分析。分析实验成败的原因；分析小生态瓶中维持生态系统稳定性的原因。如果设计多组实验，则应进行结果比较，找出最佳设计方案。
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8. 物理沉积模拟研究历史及现状

沉积物理模拟研究始于19世纪末期，至今己走过了逾百年坎坷不平的研究历程。可将沉积模拟研究分为三个阶段：即19世纪末至20世纪60年代的初期阶段、20世纪60年代至80年代的迅速发展阶段和90年代以来的半定量研究及湖盆砂体模拟阶段，每个阶段都有其研究重点和热点。可以认为，20世纪60年代以后的沉积模拟研究成果推动了不同学科的交叉与繁荣，促进了实验沉积学的飞速发展，奠定了现代沉积学的基础。

（一）沉积物理模拟技术的研究历史

1.以现象观察描述为主要研究内容的初级阶段

19世纪末，笛康（Deacon，1894）首次在一条玻璃水槽中观察到泥砂运动形成的波痕，并对其进行描述。吉尔伯特（Gilbert，1914）第一次用各种粒径的砂在不同的水流强度下进行了水槽实验，较详细地观察和描述了一系列沉积现象和沉积构造，他当时描述的砂丘后来被其他研究者命名为不对称波痕。此后在20世纪四五十年代，爱因斯坦（Einstein，1950）、布鲁克斯（Brooks，1965）、伯格诺尔多（Bagnold，l954，1966）等亦完成了一些开拓性的实验，并建立了实验沉积学的一些基本方法，但这一时期的实验内容总体比较简单，多以实验现象的观察和描述为主，缺乏理论分析和指导。西蒙斯和理查德森（Simons et al.，1961，1965）关于水槽实验的系统研究报告在沉积学界引起震动，应看做是该时期实验研究的代表性成果。

Simons的实验是在一长为150ft、宽8ft、深2ft的倾斜循环水槽上进行的，水槽的坡度可在0～0.013°之间变化，流量变化范围为2～22ft³/s。此外，Simons等人的特殊研究还用到一个长60ft、宽2ft、深2.5ft的较小的倾斜循环水槽，小水槽的底坡可在0～0.025°之间变化。2ft宽的小水槽中进行特殊研究是为了确定黏度、河床质密度和河床质的分选情况在冲积河道流动中的重要作用而进行的。

Simons给出了8ft宽的大水槽中用到的河床质的粒径分布和2ft宽的小水槽中用到的河床质的粒径分布。除特别规定外，粒径分布均以沉降粒径表示（Colby，1964），这一分布曲线是建立在试验研究期间和试验研究之后对随机抽取的大量砂样进行粒度分析的基础之上。

Simons和Richardson自1956、1965年完成了一系列的实验，每次试验的一般步骤是：就一给定的水-泥砂混合物流量进行循环，直到建立起平衡流动条件为止。Simons把平衡流动定义成这样的一种流动，即除进出口效应波及的范围不计外，在整个水槽上流动所确立的床面形态和底坡与流体流动和河床质特征相一致，也就是说，水流的时均水面坡度为一常数，并与时均河床底坡平行，而且河床质流量的浓度为一常数。注意，Simons等在此特别强调，这里不应把平衡流动与恒定均匀流动的概念混淆起来，因为对于水砂平衡流动，流速在同一空间点以及从这一空间点到另一空间点都可以变化。即除平坦底形外，在冲积河道中并不存在经典定义的恒定均匀流的情况。

2.以沉积机理研究为主要内容的迅速发展时期

20世纪60～80年代，随着科学技术的发展，模拟实验的装备及技术日趋完善，实验内容己不仅仅局限在沉积现象的观察与描述方面，而深入到沉积机理的研究。

Schumm（1968，1971，1977）和Williams用水槽实验研究了凹凸不平的底床对流量变化的反应；Kailinske（1987）、Cheel（1986）、Fraser（1990）、Bridge（1981）、Leeder（1983）、Luque（1974）、Crowley（1983）、Bridge（1988，1976）、Yalin（1979，1972）、Coleman（1973）、Dietrich（1978）、Bridge et al.（1976）、Saunderson（1983）和赵霞飞（1982）从室内到野外研究了各类底形的生长情况；麻省理工学院地球和行星科学系的苏萨德与他的同事博格瓦尔（Southard et al.，1973）用一条长6m、宽17cm、深30cm的倾斜水槽进行了从波纹到下部平坦床砂的实验研究，继而在1981年，又与加拿大学者科斯特罗（Costello et al.，1981）合作，在一条长11.5m、宽0.92m的水槽中用分选很好的粗砂研究下部流态底形的几何、迁移和水力学特征。Southard（1971）还与新泽西州立大学地质科学系的埃施里（Ashley，1982）分别用水槽模拟爬升波纹层理的沉积特征，应用水深和平均速度来表征在松散泥砂河床的明渠均匀流中的床面形态，如果以无因次水深、速度和粒径（或者以这三个变量本身）为坐标，便可得到一种三维空间曲面图形，图中各点可能的床面形态具有一一对应的特点。

这一时期有三个学者值得提及，他们是J.B.Southand、J.R.L.Allen和J.L.Best，由于他们的出色工作，使沉积学科有了稳固的基础，也使沉积模拟研究焕发了新的生命力。

本阶段后期，模拟实验的内容已十分广泛，如浊流模拟实验、风洞模拟实验、风暴模拟实验等。这些模拟实验不仅促进了沉积学理论的发展，而且对油气勘探开发具有重要的实际意义。例如美国地质调查局自20世纪70年代开始用风洞实验研究风成砂丘的特征，并深入研究砂层的渗滤特征，从而为研究采收率服务。风洞实验也经历了漫长的历程，40～60年代，风洞实验主要用于研究砂和土壤的搬运机理，学者有伯格诺尔多（Bagnold，1914）、切皮尔和乌德拉夫（Chepil et al.，1963）等，70～80年代，风洞实验已用于风成沉积构造和形成机理的研究。迈克等（Mckee et al，1971）用风洞实验研究了风成砂丘背风面由滑塌作用形成的各种变形构造，弗里傅格和施恩克（Fryberger et al.，1981）的风洞实验有了进一步发展，这个风洞由一个槽和盆组成，槽长4.27m，宽61cm，高45.7cm，盆长4.27m，宽61cm，高1.83m。这项实验着重研究波痕、滑塌和颗粒降落形成的沉积特征，并描述它们的形成条件。60年代以后，浊流模拟实验也越来越受到重视，从事这方面工作的有米德尔顿（Middleton，1976b，1976，1977）、里德尔（Riddell，1969）和拉瓦尔等（Laval et al，1988）。70年代的模拟实验虽有所深入，但还未能利用数学模型来预测砂丘规模（包括长度和厚度）的变化。虽然塞利（Selley，1979）和艾伦（Allen，1976）曾提出过充满希望的方法，但未能在控制条件下，用这些方法详细而准确地预测底形变化。

这一时期，从事实验研究的学者还有拉斯本等（Rathbun et al，1969）、威廉姆斯（Williams，1967）、李斯（Rees，1966）等。

3.以砂体形成过程和演化规律为主要研究内容的湖盆砂体模拟阶段

20世纪80～90年代，沉积模拟研究进入了以砂体形成过程和演化规律为主要研究内容的湖盆砂体模拟阶段。该阶段不仅注重解决理论问题，更注重解决实际问题，与油气勘探开发结合起来。

如果仔细研究20世纪80年代以前的实验内容及国外文献，不难发现，在此之前沉积模拟实验存在的问题主要有三个方面：一是实验条件，以前的水槽实验多采用分选好的砂，忽视粉砂和砾的沉积作用；另外，实验过程多采用均匀流，忽视非均匀流；多在稳定状态平衡条件下进行，忽视非稳定状态的影响，而这些被忽视的因素正是自然环境下普遍存在的底床形成条件。二是实验内容，以前的水槽实验主要模拟河流及浊流的搬运与沉积作用，对盆地沉积体系和砂体展布的模拟实验以及对砂体规模和延伸的定量预测则不够或者说基本没开展此方面的研究。三是实验目的，以前的水槽实验主要着眼于沉积学基础理论的研究，对实际应用考虑不多，其原因就在于从事这方面的实验有许多实际困难，例如，做砾级沉积物的实验需要更宽、更深、流量更大的水槽，做粉砂级实验需要更严格的化学和物理条件，做大型盆地沉积体系的模拟实验耗资大，需要更高级的技术装备和控制系统等。

20世纪80年代之后，针对上述方面存在的严重不足，各国实验沉积学家调整研究思路，克服重重困难，在尽量保持原有特色的基础上，或对原有的实验室结构进行较大规模的改造或重新建立适合于砂体模拟的大型实验室。值得提及的有下面三个。

1）科罗拉多州立大学工程研究中心的大型流水地貌实验装置。该实验装置主要模拟河流沉积作用，同时可模拟天然降雨对河流地貌的影响，以及在不同边界条件下河床变形规律、单砂体的形成机制等。美国许多实验沉积学家在该实验室完成了一系列实验（Baridge，1993；Bryant，1993），我国访问学者赖志云教授也在此完成了鸟足状三角洲形成及演变的模拟实验。

2）瑞士联邦工业学院Delft模拟实验室。该实验室隶属于荷兰河流和导航分局，是一个较现代化的实验室。为了从事应用基础研究，该室专门建成了一个大型水槽，水槽用加固混凝土建造，观察段由带玻璃窗的钢架构成。水槽总长98m，宽2.5m，带玻璃窗段长50m，测量段长30m，测量段宽为0.3m和1.5m。没有沉积物时的最大水深为1m。水槽周围安装了各种控制和测量装置，微机和微信息处理机能自动取得数据和自动改变各种边界条件（如流量）等。在玻璃窗段的上方架设轨道，供仪器车运行。

仪器车上安装了三个剖面显示器和一个水位仪，这样可以测量三条纵向底床水平剖面，通常一条位于水槽中间，另两条位于距槽壁1/6槽宽处。记录的资料由微机收集、储存和计算，最后输出成果。1983年，该室的项目工程师Wijbenga和项目顾问Klaasen用这个装置研究了在不稳定流条件下底形规模的变化，资料处理以后，针对每个过渡带，自动绘出水深与时间、砂丘高度与时间、砂丘长度与时间的关系曲线，从而确定底形规模的变化规律。欧洲学者在此完成了小型冲积扇和扇三角洲形成过程的模拟实验，取得了一些定性和半定量的成果。

3）日本筑波大学模拟实验室。该实验室长343m，宽数米（具体数字不详），自动化程度较高，监测设备相对齐全，分析手段比较先进，相继完成了海浪对沉积物的搬运和改造、饱和输砂及非饱和输砂的河流沉积体系、湖泊沉积与水动力学等一系列实验，有一批世界各地的客座研究人员，定期发布研究成果。

由此看来，20世纪80～90年代沉积模拟有两个特点，一个是逐渐由定性型描述向半定量或定量型研究转变，另一个是由小型水槽实验转向大型盆地沉积体系模拟。

（二）国内沉积物理模拟技术的发展现状

1.国内沉积物理模拟研究的基本概况

1985年以前，我国的水槽实验室主要集中于水利、水电和地理部门的有关院校和研究单位，从事泥砂运动规律、河道演变和大型水利水电枢纽工程等的实验研究。70年代末，长春地质学院建成了第一个用于沉积学研究的小型玻璃水槽，这个水槽长6m，高80cm，宽25cm，主要研究底形的形成与发展。80年代，中国科学院地质研究所也用自己的小型水槽做了一部分研究工作。这是我国曾经仅有的两条以沉积学研究为主而建立的水槽，虽然在研究内容、深度和广度上与国际水平相比还有一定差距，但为我国沉积模拟实验的发展迈开了第一步。

随着沉积学理论的发展和科学技术必须转化为生产力的需要，我国的油气勘探开发形势对定量沉积学、储层沉积学和沉积模拟实验提出了一些急待解决的实际问题。多年来，在我国东部陆相断陷湖盆的研究中，一直存在一些争论不休的问题，如湖盆陡坡沉积体系、扇三角洲、水下扇的形成条件和分布规律以及裂谷湖盆与坳陷湖盆沉积体系的区别等，都期待着沉积模拟实验予以验证；不同类型的单砂层的形态、规模和延伸方向等也需要沉积模拟实验予以合理预测。因此，1985年以后，许多沉积学家积极呼吁：根据当前世界沉积学发展的动向以及我国油气勘探开发的生产实际和今后发展的需要，应建立我国的沉积模拟实验室。专家认为，该实验室应以模拟陆相盆地沉积砂体为主要对象，以储层研究为重点，解决生产实际中的问题，以陆相湖盆中砂体的分布、各类砂体规模和性能的定量预测、提高勘探成功率和开发效益为主要目标；此外，实验室的建立还应兼顾沉积学的各项基础研究，为人才培养、对外交流等提供条件，推动我国沉积学理论的发展，并逐步发展成为面向全国的沉积模拟实验室。这一实验室的建立也是理论研究转化为生产力的重要手段，是与世界范围内油气勘探开发中以储层为主攻目标的动向相一致，于是CNPC沉积模拟重点实验室便应运而生。

2.CNPC沉积模拟重点实验室实验装置简介

（1）装置规模

CNPC沉积模拟重点实验室实验装置长16m，宽6m，深0.8m，距地平面高2.2m，湖盆前部设进（出）水口1个，两侧各设进（出）水口2个，用于模拟复合沉积体系，尾部设出（进）水口一个。整个湖盆采用混凝土浇铸，以保证不渗不漏。湖盆四周设环形水道。湖盆屋顶采用槽钢石棉瓦结构，能够保证实验过程不受天气变化的影响并有利于采光。

（2）活动底板及控制系统

活动底板系统是实验室的重要组成部分。针对我国东部断陷盆地的实际情况，没有基底的升降，便不能产生断裂体系，构造运动便不能模拟，构造对沉积控制作用的模拟便不能实现，实验室的功能和作用将大大降低，因此，在湖盆区设置活动底板是必要的。

实验室活动底板区由四块活动底板组成，每块活动底板面积2.5m×2.5m=6.25m²，活动底板能向四周同步倾斜、异步倾斜、同步升降、异步升降。活动区倾斜坡度arctan 0.35、上升幅度10cm、下降幅度35cm、同步误差小于2mm。每块底板由四根支柱支撑，不漏水不漏砂，而且运动灵活可靠，基本满足实验要求。

活动底板的控制由16台步进电机、16台减速机、四台驱动电源、计算机及电子元器件实现，由计算机输出脉冲数控制步进电机转动，并转化为活动底板的升降。步进电机的最大优点是可以精确控制运动状态，升降速度可根据需要调整，从而满足自然界地壳运动特点的要求。

（3）检测桥驱动定位系统

为了对砂体沉积过程实施有效监控，并便于砂体检测，目前在湖盆上设置一座6m跨度、1m宽度的检测桥。测桥具有以下几个功能：①测桥可在纵向16m范围内自由移动并自动定位，导轨和测桥的机械误差小于2mm，以保证达到高精度砂体形态检测的要求；②测桥一端设置控制平台，以便控制测桥的自动定位和自动检测；③测桥上设置一套CCD激光光栅检测系统，整个系统可横向移动6m，用于叠加检测，以提高测量精度；④测桥中部设置一个检测小车，可在6m跨度内移动，对砂体沉积过程进行扫描。

3.中国石油大学（华东）沉积学水槽实验室简介

断陷盆地是我国东部地区中新生代以来形成的一类典型的陆内裂谷盆地，蕴含丰富的油气资源。随着油气勘探重点向地层、岩性油藏的转移，断陷盆地内部的浊积岩砂体也成为隐蔽油气藏勘探的重要领域。然而，由于断陷盆地浊积岩砂体的形成和分布受到多种因素的影响，形成过程又具有一定的突发性，致使目前对其的认识仍停留在通过地震、钻井资料的定性分析阶段，对其成因和动力学机制认识不深刻，也没有形成能够有效预测的方法。而物理沉积模拟可以再现浊积砂体的形成过程、发展演化规律，从而建立流体流动模型，预测砂体形态和分布规律，探讨浊积砂体发育的控制因素。中国石油大学（华东）沉积学水槽实验室正是在此前提下建立起来的。

中国石油大学（华东）沉积学水槽实验室始建于2002年，由实验水槽、加砂槽和内置底形模板三部分组成，经过多次改造，成功进行了断陷盆地陡岸砂砾岩体、扇三角洲、三角洲前缘滑塌浊积体、震浊积岩等实验模拟。实验水槽内壁长5m、宽2m、高1m，长轴侧壁为玻璃，便于观察和照相，短轴侧壁及底面均为厚25cm的水泥壁，整个水槽置于高40cm的底座之上。短轴侧壁一端装有进水口，另一端装有出水口，进水口处外接一加砂槽，沉积物与水同时由加砂槽注入水槽。水槽内放一活动金属支架，支架表面铺设铁板，用来模拟原始底形，通过升降控制杆可调节底形坡度。支架上固定一金属管，作为震源触发点，通过施加外力敲击金属管模拟震动的发生（图10-1，图10-2）。

图10-1 水槽模拟实验装置剖面图（单位：cm）

（三）沉积模拟研究的发展趋势

20世纪90年代以后，沉积物理模拟技术出现了一些新的发展动态和趋势，这些发展趋势可概括为以下五个方面。

1.物理模拟与数值模拟的日益结合

沉积模拟研究经过了一个世纪的发展历程，取得了一批优秀的学术成果。然而这些成果主要集中在物理模拟研究方面，随着计算机在地学领域内的普遍应用，碎屑砂体沉积过程的数值模拟研究正逐渐发展成为沉积模拟技术的一个重要分支，并且日益与物理模拟相互渗透，二者相辅相成，相互依赖，相互促进。碎屑沉积过程的物理模拟与数值模拟的多层面结合是沉积模拟技术的一个重要发展方向。通过物理模拟与数值模拟的结合，数值模拟研究可以摆脱人为因素的干扰，物理模拟过程可为计算机数值模拟提供定量的参数，使数值模拟有可靠的物理基础，更接近于油田生产实际，从而更有效地指导油气勘探开发。

图10-2 水槽模拟实验装置立体图（单位：cm）

数值模拟之所以正逐渐发展成为沉积模拟技术的一个重要分支，是因为碎屑砂体形成过程的数值模拟与物理模拟相比，数值模拟具有一些突出的优点，具体表现在以下四个方面。

1）数值模拟的所有条件都以数值给出，不受比尺和实验条件的限制，可以严格控制井随时间改变边界条件及其他条件；

2）数值模拟具有通用性，只要研制出适合的应用软件，就可以应用于不同的实际问题，因而数值模拟具有高效的特点；

3）数值模拟还具有理想的抗干扰性能，重复模拟可以得到完全相同的结果，这是物理模拟难以达到的；

4）随着计算机的迅速升级换代，功能不断加强，成本不断降低，相对来说费用比较便宜。

2.提供勘探早期储层预测的新方法

在一个盆地或区块勘探早期，一般钻井较少，仅有几口评价井，但是往往有比较详细的地震资料。通过地震资料的解释，可以明确盆地或区块的边界类型及条件以及沉积体系的类型，结合钻井资料，可以建立概念化的地质模型，并抽取主要控制因素建立物理模型，在物理模型指导下就可开展物理模拟实验。由物理模拟提供的参数可以开展数值模拟研究，从而可以较准确地预测盆地沉积体系的展布规律以及优质储层的分布，为勘探目标的选择提供依据，这是沉积模拟研究为油气勘探开发服务的一个重要方面，并成为沉积模拟技术发展的一个显著趋势。

3.提供开发后期砂体非均质性描述的新技术

油田开发后期一般静动态资料较多，可以利用较丰富的油田开发生产资料，建立精细的地质模型，分砂层组或单砂层开展模拟实验，并把实验结果与已有的静动态资料进行对比，如果在井点上实验结果与静动态资料所反映的砂体特征吻合程度较高，就可以认为实验结果是可靠的。对于井点之间原型砂体的特征可由实验砂体（模型砂体）对应井点之间的特征来描述，从而定量预测井间储层分布和非均质特征以及剩余油的分布规律，这是沉积模拟技术发展的另一个重要动向。

4.与储层建筑结构要素分析方法的结合

储层构型要素分析方法的实质是储层的层次性，层次性是储层形成过程的一个重要特征，也是地质现象的普遍规律。每个层次都具有两个要素，即层次界面和层次实体（林克湘等，1995）。沉积模拟实验的主要优势就是可以按形成过程的时间单元详细地描述这些界面的形态、起伏、连续性、分布范围和厚度变化以及它们所代表的级别，并与现代沉积和露头调查成果相互印证，建立储层预测的地质知识库和储层参数模型，提出砂体形成和分布的控制因素以及演变的地质规律，这是其他研究方法所不具备的。近些年，国内外的部分文献都在努力探索二者结合的可能性（Miall，1985，1988），并取得了一些创新性成果，形成沉积模拟技术发展的一个新动向。

5.与流动单元划分及高分辨率层序地层研究相结合

油气田开发后期，研究剩余油分布规律的一个重要手段就是对流动单元进行重新划分和识别。在该过程中，高分辨率层序的研究是基础，近来沉积模拟技术也在该项研究中担当相当重要的角色。因为高分辨率层序地层研究的关键就是对等时界面进行精细划分，而沉积模拟技术正好具备这一优势，无论是砂体形成过程的物理模拟实验或是数值模拟研究都可以提供砂体形成过程中任一阶段的时间界面以及该时间段内的储层分布和内部结构特征，同时可以指出下一时间段内的储层演化趋势及生长变化特征。所以说，沉积模拟技术与高分辨率层序地层研究相结合，必将在细分流动单元和剩余油预测方面显示出强大的生命力。国内外不少学者在以不同方式开展此方面的工作，有理由相信，在未来几年内该方法会发展成为剩余油分布预测的一项实用技术。

综上所述，进入21世纪后，沉积模拟研究除了保持其原有的沉积学理论研究的优势之外，主要的发展趋势是与计算机及其他地质研究方法相结合，在预测储层生长变化及演化趋势方面形成综合性的实用技术。