物理沉積
沉積物理模擬研究始於19世紀末期，至今己走過了逾百年坎坷不平的研究歷程。可將沉積模擬研究分為三個階段：即19世紀末至20世紀60年代的初期階段、20世紀60年代至80年代的迅速發展階段和90年代以來的半定量研究及湖盆砂體模擬階段，每個階段都有其研究重點和熱點。可以認為，20世紀60年代以後的沉積模擬研究成果推動了不同學科的交叉與繁榮，促進了實驗沉積學的飛速發展，奠定了現代沉積學的基礎。
（一）沉積物理模擬技術的研究歷史
1.以現象觀察描述為主要研究內容的初級階段
19世紀末，笛康（Deacon，1894）首次在一條玻璃水槽中觀察到泥砂運動形成的波痕，並對其進行描述。吉爾伯特（Gilbert，1914）第一次用各種粒徑的砂在不同的水流強度下進行了水槽實驗，較詳細地觀察和描述了一系列沉積現象和沉積構造，他當時描述的砂丘後來被其他研究者命名為不對稱波痕。此後在20世紀四五十年代，愛因斯坦（Einstein，1950）、布魯克斯（Brooks，1965）、伯格諾爾多（Bagnold，l954，1966）等亦完成了一些開拓性的實驗，並建立了實驗沉積學的一些基本方法，但這一時期的實驗內容總體比較簡單，多以實驗現象的觀察和描述為主，缺乏理論分析和指導。西蒙斯和理查德森（Simons et al.，1961，1965）關於水槽實驗的系統研究報告在沉積學界引起震動，應看做是該時期實驗研究的代表性成果。
Simons的實驗是在一長為150ft、寬8ft、深2ft的傾斜循環水槽上進行的，水槽的坡度可在0～0.013°之間變化，流量變化范圍為2～22ft3/s。此外，Simons等人的特殊研究還用到一個長60ft、寬2ft、深2.5ft的較小的傾斜循環水槽，小水槽的底坡可在0～0.025°之間變化。2ft寬的小水槽中進行特殊研究是為了確定黏度、河床質密度和河床質的分選情況在沖積河道流動中的重要作用而進行的。
Simons給出了8ft寬的大水槽中用到的河床質的粒徑分布和2ft寬的小水槽中用到的河床質的粒徑分布。除特別規定外，粒徑分布均以沉降粒徑表示（Colby，1964），這一分布曲線是建立在試驗研究期間和試驗研究之後對隨機抽取的大量砂樣進行粒度分析的基礎之上。
Simons和Richardson自1956、1965年完成了一系列的實驗，每次試驗的一般步驟是：就一給定的水-泥砂混合物流量進行循環，直到建立起平衡流動條件為止。Simons把平衡流動定義成這樣的一種流動，即除進出口效應波及的范圍不計外，在整個水槽上流動所確立的床面形態和底坡與流體流動和河床質特徵相一致，也就是說，水流的時均水面坡度為一常數，並與時均河床底坡平行，而且河床質流量的濃度為一常數。注意，Simons等在此特別強調，這里不應把平衡流動與恆定均勻流動的概念混淆起來，因為對於水砂平衡流動，流速在同一空間點以及從這一空間點到另一空間點都可以變化。即除平坦底形外，在沖積河道中並不存在經典定義的恆定均勻流的情況。
2.以沉積機理研究為主要內容的迅速發展時期
20世紀60～80年代，隨著科學技術的發展，模擬實驗的裝備及技術日趨完善，實驗內容己不僅僅局限在沉積現象的觀察與描述方面，而深入到沉積機理的研究。
Schumm（1968，1971，1977）和Williams用水槽實驗研究了凹凸不平的底床對流量變化的反應；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）和趙霞飛（1982）從室內到野外研究了各類底形的生長情況；麻省理工學院地球和行星科學系的蘇薩德與他的同事博格瓦爾（Southard et al.，1973）用一條長6m、寬17cm、深30cm的傾斜水槽進行了從波紋到下部平坦床砂的實驗研究，繼而在1981年，又與加拿大學者科斯特羅（Costello et al.，1981）合作，在一條長11.5m、寬0.92m的水槽中用分選很好的粗砂研究下部流態底形的幾何、遷移和水力學特徵。Southard（1971）還與新澤西州立大學地質科學系的埃施里（Ashley，1982）分別用水槽模擬爬升波紋層理的沉積特徵，應用水深和平均速度來表徵在鬆散泥砂河床的明渠均勻流中的床面形態，如果以無因次水深、速度和粒徑（或者以這三個變數本身）為坐標，便可得到一種三維空間曲面圖形，圖中各點可能的床面形態具有一一對應的特點。
這一時期有三個學者值得提及，他們是J.B.Southand、J.R.L.Allen和J.L.Best，由於他們的出色工作，使沉積學科有了穩固的基礎，也使沉積模擬研究煥發了新的生命力。
本階段後期，模擬實驗的內容已十分廣泛，如濁流模擬實驗、風洞模擬實驗、風暴模擬實驗等。這些模擬實驗不僅促進了沉積學理論的發展，而且對油氣勘探開發具有重要的實際意義。例如美國地質調查局自20世紀70年代開始用風洞實驗研究風成砂丘的特徵，並深入研究砂層的滲濾特徵，從而為研究採收率服務。風洞實驗也經歷了漫長的歷程，40～60年代，風洞實驗主要用於研究砂和土壤的搬運機理，學者有伯格諾爾多（Bagnold，1914）、切皮爾和烏德拉夫（Chepil et al.，1963）等，70～80年代，風洞實驗已用於風成沉積構造和形成機理的研究。邁克等（Mckee et al，1971）用風洞實驗研究了風成砂丘背風面由滑塌作用形成的各種變形構造，弗里傅格和施恩克（Fryberger et al.，1981）的風洞實驗有了進一步發展，這個風洞由一個槽和盆組成，槽長4.27m，寬61cm，高45.7cm，盆長4.27m，寬61cm，高1.83m。這項實驗著重研究波痕、滑塌和顆粒降落形成的沉積特徵，並描述它們的形成條件。60年代以後，濁流模擬實驗也越來越受到重視，從事這方面工作的有米德爾頓（Middleton，1976b，1976，1977）、里德爾（Riddell，1969）和拉瓦爾等（Laval et al，1988）。70年代的模擬實驗雖有所深入，但還未能利用數學模型來預測砂丘規模（包括長度和厚度）的變化。雖然塞利（Selley，1979）和艾倫（Allen，1976）曾提出過充滿希望的方法，但未能在控制條件下，用這些方法詳細而准確地預測底形變化。
這一時期，從事實驗研究的學者還有拉斯本等（Rathbun et al，1969）、威廉姆斯（Williams，1967）、李斯（Rees，1966）等。
3.以砂體形成過程和演化規律為主要研究內容的湖盆砂體模擬階段
20世紀80～90年代，沉積模擬研究進入了以砂體形成過程和演化規律為主要研究內容的湖盆砂體模擬階段。該階段不僅注重解決理論問題，更注重解決實際問題，與油氣勘探開發結合起來。
如果仔細研究20世紀80年代以前的實驗內容及國外文獻，不難發現，在此之前沉積模擬實驗存在的問題主要有三個方面：一是實驗條件，以前的水槽實驗多採用分選好的砂，忽視粉砂和礫的沉積作用；另外，實驗過程多採用均勻流，忽視非均勻流；多在穩定狀態平衡條件下進行，忽視非穩定狀態的影響，而這些被忽視的因素正是自然環境下普遍存在的底床形成條件。二是實驗內容，以前的水槽實驗主要模擬河流及濁流的搬運與沉積作用，對盆地沉積體系和砂體展布的模擬實驗以及對砂體規模和延伸的定量預測則不夠或者說基本沒開展此方面的研究。三是實驗目的，以前的水槽實驗主要著眼於沉積學基礎理論的研究，對實際應用考慮不多，其原因就在於從事這方面的實驗有許多實際困難，例如，做礫級沉積物的實驗需要更寬、更深、流量更大的水槽，做粉砂級實驗需要更嚴格的化學和物理條件，做大型盆地沉積體系的模擬實驗耗資大，需要更高級的技術裝備和控制系統等。
20世紀80年代之後，針對上述方面存在的嚴重不足，各國實驗沉積學家調整研究思路，克服重重困難，在盡量保持原有特色的基礎上，或對原有的實驗室結構進行較大規模的改造或重新建立適合於砂體模擬的大型實驗室。值得提及的有下面三個。
1）科羅拉多州立大學工程研究中心的大型流水地貌實驗裝置。該實驗裝置主要模擬河流沉積作用，同時可模擬天然降雨對河流地貌的影響，以及在不同邊界條件下河床變形規律、單砂體的形成機制等。美國許多實驗沉積學家在該實驗室完成了一系列實驗（Baridge，1993；Bryant，1993），我國訪問學者賴志雲教授也在此完成了鳥足狀三角洲形成及演變的模擬實驗。
2）瑞士聯邦工業學院Delft模擬實驗室。該實驗室隸屬於荷蘭河流和導航分局，是一個較現代化的實驗室。為了從事應用基礎研究，該室專門建成了一個大型水槽，水槽用加固混凝土建造，觀察段由帶玻璃窗的鋼架構成。水槽總長98m，寬2.5m，帶玻璃窗段長50m，測量段長30m，測量段寬為0.3m和1.5m。沒有沉積物時的最大水深為1m。水槽周圍安裝了各種控制和測量裝置，微機和微信息處理機能自動取得數據和自動改變各種邊界條件（如流量）等。在玻璃窗段的上方架設軌道，供儀器車運行。
儀器車上安裝了三個剖面顯示器和一個水位儀，這樣可以測量三條縱向底床水平剖面，通常一條位於水槽中間，另兩條位於距槽壁1/6槽寬處。記錄的資料由微機收集、儲存和計算，最後輸出成果。1983年，該室的項目工程師Wijbenga和項目顧問Klaasen用這個裝置研究了在不穩定流條件下底形規模的變化，資料處理以後，針對每個過渡帶，自動繪出水深與時間、砂丘高度與時間、砂丘長度與時間的關系曲線，從而確定底形規模的變化規律。歐洲學者在此完成了小型沖積扇和扇三角洲形成過程的模擬實驗，取得了一些定性和半定量的成果。
3）日本築波大學模擬實驗室。該實驗室長343m，寬數米（具體數字不詳），自動化程度較高，監測設備相對齊全，分析手段比較先進，相繼完成了海浪對沉積物的搬運和改造、飽和輸砂及非飽和輸砂的河流沉積體系、湖泊沉積與水動力學等一系列實驗，有一批世界各地的客座研究人員，定期發布研究成果。
由此看來，20世紀80～90年代沉積模擬有兩個特點，一個是逐漸由定性型描述向半定量或定量型研究轉變，另一個是由小型水槽實驗轉向大型盆地沉積體系模擬。
（二）國內沉積物理模擬技術的發展現狀
1.國內沉積物理模擬研究的基本概況
1985年以前，我國的水槽實驗室主要集中於水利、水電和地理部門的有關院校和研究單位，從事泥砂運動規律、河道演變和大型水利水電樞紐工程等的實驗研究。70年代末，長春地質學院建成了第一個用於沉積學研究的小型玻璃水槽，這個水槽長6m，高80cm，寬25cm，主要研究底形的形成與發展。80年代，中國科學院地質研究所也用自己的小型水槽做了一部分研究工作。這是我國曾經僅有的兩條以沉積學研究為主而建立的水槽，雖然在研究內容、深度和廣度上與國際水平相比還有一定差距，但為我國沉積模擬實驗的發展邁開了第一步。
隨著沉積學理論的發展和科學技術必須轉化為生產力的需要，我國的油氣勘探開發形勢對定量沉積學、儲層沉積學和沉積模擬實驗提出了一些急待解決的實際問題。多年來，在我國東部陸相斷陷湖盆的研究中，一直存在一些爭論不休的問題，如湖盆陡坡沉積體系、扇三角洲、水下扇的形成條件和分布規律以及裂谷湖盆與坳陷湖盆沉積體系的區別等，都期待著沉積模擬實驗予以驗證；不同類型的單砂層的形態、規模和延伸方向等也需要沉積模擬實驗予以合理預測。因此，1985年以後，許多沉積學家積極呼籲：根據當前世界沉積學發展的動向以及我國油氣勘探開發的生產實際和今後發展的需要，應建立我國的沉積模擬實驗室。專家認為，該實驗室應以模擬陸相盆地沉積砂體為主要對象，以儲層研究為重點，解決生產實際中的問題，以陸相湖盆中砂體的分布、各類砂體規模和性能的定量預測、提高勘探成功率和開發效益為主要目標；此外，實驗室的建立還應兼顧沉積學的各項基礎研究，為人才培養、對外交流等提供條件，推動我國沉積學理論的發展，並逐步發展成為面向全國的沉積模擬實驗室。這一實驗室的建立也是理論研究轉化為生產力的重要手段，是與世界范圍內油氣勘探開發中以儲層為主攻目標的動向相一致，於是CNPC沉積模擬重點實驗室便應運而生。
2.CNPC沉積模擬重點實驗室實驗裝置簡介
（1）裝置規模
CNPC沉積模擬重點實驗室實驗裝置長16m，寬6m，深0.8m，距地平面高2.2m，湖盆前部設進（出）水口1個，兩側各設進（出）水口2個，用於模擬復合沉積體系，尾部設出（進）水口一個。整個湖盆採用混凝土澆鑄，以保證不滲不漏。湖盆四周設環形水道。湖盆屋頂採用槽鋼石棉瓦結構，能夠保證實驗過程不受天氣變化的影響並有利於採光。
（2）活動底板及控制系統
活動底板系統是實驗室的重要組成部分。針對我國東部斷陷盆地的實際情況，沒有基底的升降，便不能產生斷裂體系，構造運動便不能模擬，構造對沉積控製作用的模擬便不能實現，實驗室的功能和作用將大大降低，因此，在湖盆區設置活動底板是必要的。
實驗室活動底板區由四塊活動底板組成，每塊活動底板面積2.5m×2.5m=6.25m2，活動底板能向四周同步傾斜、非同步傾斜、同步升降、非同步升降。活動區傾斜坡度arctan 0.35、上升幅度10cm、下降幅度35cm、同步誤差小於2mm。每塊底板由四根支柱支撐，不漏水不漏砂，而且運動靈活可靠，基本滿足實驗要求。
活動底板的控制由16台步進電機、16台減速機、四台驅動電源、計算機及電子元器件實現，由計算機輸出脈沖數控制步進電機轉動，並轉化為活動底板的升降。步進電機的最大優點是可以精確控制運動狀態，升降速度可根據需要調整，從而滿足自然界地殼運動特點的要求。
（3）檢測橋驅動定位系統
為了對砂體沉積過程實施有效監控，並便於砂體檢測，目前在湖盆上設置一座6m跨度、1m寬度的檢測橋。測橋具有以下幾個功能：①測橋可在縱向16m范圍內自由移動並自動定位，導軌和測橋的機械誤差小於2mm，以保證達到高精度砂體形態檢測的要求；②測橋一端設置控制平台，以便控制測橋的自動定位和自動檢測；③測橋上設置一套CCD激光光柵檢測系統，整個系統可橫向移動6m，用於疊加檢測，以提高測量精度；④測橋中部設置一個檢測小車，可在6m跨度內移動，對砂體沉積過程進行掃描。
3.中國石油大學（華東）沉積學水槽實驗室簡介
斷陷盆地是我國東部地區中新生代以來形成的一類典型的陸內裂谷盆地，蘊含豐富的油氣資源。隨著油氣勘探重點向地層、岩性油藏的轉移，斷陷盆地內部的濁積岩砂體也成為隱蔽油氣藏勘探的重要領域。然而，由於斷陷盆地濁積岩砂體的形成和分布受到多種因素的影響，形成過程又具有一定的突發性，致使目前對其的認識仍停留在通過地震、鑽井資料的定性分析階段，對其成因和動力學機制認識不深刻，也沒有形成能夠有效預測的方法。而物理沉積模擬可以再現濁積砂體的形成過程、發展演化規律，從而建立流體流動模型，預測砂體形態和分布規律，探討濁積砂體發育的控制因素。中國石油大學（華東）沉積學水槽實驗室正是在此前提下建立起來的。
中國石油大學（華東）沉積學水槽實驗室始建於2002年，由實驗水槽、加砂槽和內置底形模板三部分組成，經過多次改造，成功進行了斷陷盆地陡岸砂礫岩體、扇三角洲、三角洲前緣滑塌濁積體、震濁積岩等實驗模擬。實驗水槽內壁長5m、寬2m、高1m，長軸側壁為玻璃，便於觀察和照相，短軸側壁及底面均為厚25cm的水泥壁，整個水槽置於高40cm的底座之上。短軸側壁一端裝有進水口，另一端裝有出水口，進水口處外接一加砂槽，沉積物與水同時由加砂槽注入水槽。水槽內放一活動金屬支架，支架表面鋪設鐵板，用來模擬原始底形，通過升降控制桿可調節底形坡度。支架上固定一金屬管，作為震源觸發點，通過施加外力敲擊金屬管模擬震動的發生（圖10-1，圖10-2）。
圖10-1 水槽模擬實驗裝置剖面圖（單位：cm）
（三）沉積模擬研究的發展趨勢
20世紀90年代以後，沉積物理模擬技術出現了一些新的發展動態和趨勢，這些發展趨勢可概括為以下五個方面。
1.物理模擬與數值模擬的日益結合
沉積模擬研究經過了一個世紀的發展歷程，取得了一批優秀的學術成果。然而這些成果主要集中在物理模擬研究方面，隨著計算機在地學領域內的普遍應用，碎屑砂體沉積過程的數值模擬研究正逐漸發展成為沉積模擬技術的一個重要分支，並且日益與物理模擬相互滲透，二者相輔相成，相互依賴，相互促進。碎屑沉積過程的物理模擬與數值模擬的多層面結合是沉積模擬技術的一個重要發展方向。通過物理模擬與數值模擬的結合，數值模擬研究可以擺脫人為因素的干擾，物理模擬過程可為計算機數值模擬提供定量的參數，使數值模擬有可靠的物理基礎，更接近於油田生產實際，從而更有效地指導油氣勘探開發。
圖10-2 水槽模擬實驗裝置立體圖（單位：cm）
數值模擬之所以正逐漸發展成為沉積模擬技術的一個重要分支，是因為碎屑砂體形成過程的數值模擬與物理模擬相比，數值模擬具有一些突出的優點，具體表現在以下四個方面。
1）數值模擬的所有條件都以數值給出，不受比尺和實驗條件的限制，可以嚴格控制井隨時間改變邊界條件及其他條件；
2）數值模擬具有通用性，只要研製出適合的應用軟體，就可以應用於不同的實際問題，因而數值模擬具有高效的特點；
3）數值模擬還具有理想的抗干擾性能，重復模擬可以得到完全相同的結果，這是物理模擬難以達到的；
4）隨著計算機的迅速升級換代，功能不斷加強，成本不斷降低，相對來說費用比較便宜。
2.提供勘探早期儲層預測的新方法
在一個盆地或區塊勘探早期，一般鑽井較少，僅有幾口評價井，但是往往有比較詳細的地震資料。通過地震資料的解釋，可以明確盆地或區塊的邊界類型及條件以及沉積體系的類型，結合鑽井資料，可以建立概念化的地質模型，並抽取主要控制因素建立物理模型，在物理模型指導下就可開展物理模擬實驗。由物理模擬提供的參數可以開展數值模擬研究，從而可以較准確地預測盆地沉積體系的展布規律以及優質儲層的分布，為勘探目標的選擇提供依據，這是沉積模擬研究為油氣勘探開發服務的一個重要方面，並成為沉積模擬技術發展的一個顯著趨勢。
3.提供開發後期砂體非均質性描述的新技術
油田開發後期一般靜動態資料較多，可以利用較豐富的油田開發生產資料，建立精細的地質模型，分砂層組或單砂層開展模擬實驗，並把實驗結果與已有的靜動態資料進行對比，如果在井點上實驗結果與靜動態資料所反映的砂體特徵吻合程度較高，就可以認為實驗結果是可靠的。對於井點之間原型砂體的特徵可由實驗砂體（模型砂體）對應井點之間的特徵來描述，從而定量預測井間儲層分布和非均質特徵以及剩餘油的分布規律，這是沉積模擬技術發展的另一個重要動向。
4.與儲層建築結構要素分析方法的結合
儲層構型要素分析方法的實質是儲層的層次性，層次性是儲層形成過程的一個重要特徵，也是地質現象的普遍規律。每個層次都具有兩個要素，即層次界面和層次實體（林克湘等，1995）。沉積模擬實驗的主要優勢就是可以按形成過程的時間單元詳細地描述這些界面的形態、起伏、連續性、分布范圍和厚度變化以及它們所代表的級別，並與現代沉積和露頭調查成果相互印證，建立儲層預測的地質知識庫和儲層參數模型，提出砂體形成和分布的控制因素以及演變的地質規律，這是其他研究方法所不具備的。近些年，國內外的部分文獻都在努力探索二者結合的可能性（Miall，1985，1988），並取得了一些創新性成果，形成沉積模擬技術發展的一個新動向。
5.與流動單元劃分及高解析度層序地層研究相結合
油氣田開發後期，研究剩餘油分布規律的一個重要手段就是對流動單元進行重新劃分和識別。在該過程中，高解析度層序的研究是基礎，近來沉積模擬技術也在該項研究中擔當相當重要的角色。因為高解析度層序地層研究的關鍵就是對等時界面進行精細劃分，而沉積模擬技術正好具備這一優勢，無論是砂體形成過程的物理模擬實驗或是數值模擬研究都可以提供砂體形成過程中任一階段的時間界面以及該時間段內的儲層分布和內部結構特徵，同時可以指出下一時間段內的儲層演化趨勢及生長變化特徵。所以說，沉積模擬技術與高解析度層序地層研究相結合，必將在細分流動單元和剩餘油預測方面顯示出強大的生命力。國內外不少學者在以不同方式開展此方面的工作，有理由相信，在未來幾年內該方法會發展成為剩餘油分布預測的一項實用技術。
綜上所述，進入21世紀後，沉積模擬研究除了保持其原有的沉積學理論研究的優勢之外，主要的發展趨勢是與計算機及其他地質研究方法相結合，在預測儲層生長變化及演化趨勢方面形成綜合性的實用技術。
⑵ 化學氣相沉積和物理氣相沉積有何區別
我翻了《材料概論》半天終於找到。化學氣相沉積法CVD和等離子氣相沉積法PCVD兩者都是利用化學氣相法制備納米粉體的方法，在氣象條件下，首先形成離子或原子，然後長大形成所需粉體，得到超細粉體。對於他們的不同，CVD是在高溫遠高於臨界溫度下，產物蒸汽形成過飽和蒸氣壓，自動凝聚成晶核，在聚集成顆粒，在低溫區得到納米粉體。可以選擇條件來控制粉體的大小形狀等。對於PCVD，它是利用電弧產生高溫，將氣體等離子化，然後這些離子逐漸長大聚合，形成超細粉體，該方法反應溫度高，升溫冷卻速率較快。
⑶ 如何測試物理沉積（PVD）薄膜的膜厚
業內有兩種主流方法：
其一，是Cola Test，就是用一定直徑的鋼球，滾動摩擦被檢測工件的表面，得到一組基材、塗層的同心圓，然後用顯微鏡測量尺寸，通過公式計算得出塗層厚度。這種方法為有損檢測，但是比較准確
其二，採用X射線衍射的方法（XRF），測量塗層厚度。這種方法無損、快速，准確度也可以
⑷ 物理氣相沉積為什麼要在真空的條件
物理氣相沉積是抄通過蒸發，電離或濺射等過程，產生金屬粒子並與反應氣體反應形成化合物沉積在工件表面。物理氣象沉積方法有真空鍍，真空濺射和離子鍍三種
金屬加熱至蒸發溫度。然後蒸汽從真空室轉移，在低溫零件上凝結。該工藝在為何真空中進行，主要是金屬蒸汽到達表面時因為真空而不會氧化。
⑸ 真空沉積技術和物理氣相沉積有什麼區別
物理氣相沉積是通過蒸發，電離或濺射等過程，產生金屬粒子並與反應氣體反應形成化合物沉積在工件表面。
⑹ 請教優秀的關於薄膜（特別是物理氣相沉積）方面的論壇，網站！
我覺得你在網路裡面搜索「薄膜論壇」看看有沒有這方面的論壇。如果你想專門找CVD、PVD、MOCVD的論壇，估計很難找到的。畢竟CVD、PVD、MOCVD這些都是薄膜沉積方法，論壇的話我感覺應該從大的方面找，裡面各個版面應該會涉及到這些沉積方法的。
我幫不上你什麼忙，因為我沒有搞薄膜這一塊兒，只是多少了解一下薄膜沉積方法。。抱歉、
⑺ 物理氣相沉積和化學氣相沉積的區別及優缺點
化學抄氣相沉積過程襲中有化學反應，多種材料相互反應，生成新的的材料。
物理氣相沉積中沒有化學反應，材料只是形態有改變。
物理氣相沉積技術工藝過程簡單，對環境改善，無污染，耗材少，成膜均勻緻密，與基體的結合力強。缺點膜一基結合力弱,鍍膜不耐磨, 並有方 向性
化學雜質難以去除。優點可造金屬膜、非金屬膜,又可按要求製造多成分的合金膜,成膜速度快,膜的繞射性好
⑻ 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。
⑼ 薄膜物理 化學氣相沉積和物理氣相沉積的異同點
,CVD和PCD都包含很多種制備方法,各種制備方法制備得到的膜的結構和性能都不大相同...不過一般CVD得到的膜比PVD的穩定,要好一些,但是PVD生長膜比較快
⑽ 物理成因的沉積構造
1.層理構造
層理是沉積物以層狀形式堆疊而在岩層內部形成的層狀形跡，它由沉積質點的顏色、成分或形狀、大小等沿垂直方向變化顯示。絕大多數層理都是在沉積作用中形成的，主要與流體的機械作用有關，稱為沉積層理。極少數層理是在埋藏以後和固結以前通過機械重組或化學沉澱形成的，稱為成岩層理。通常所說的層理，都是指沉積層理。
描述層理的基本術語有：紋層、層系和層系組（圖8-1）。
圖8-1 層理的組成單元及常見類型
◎紋層：又稱細層。是層理中可以劃分出的最小層狀單位，紋層具有明顯的上下邊界，內部顏色、成分或粒度比較均勻而不可再分。單一紋層的厚度多在毫米級，也可小於1 mm或達數厘米。同一紋層是在相同條件下同時或幾乎同時形成的。
◎層系：又稱單層。可以由一組相同或相似的紋層疊置而成，也可以不含紋層只顯示粒度的漸變特徵。同一層系是在基本相同條件下在一段時間內累積形成的。相鄰層系間的界面稱為層理面。在岩層的垂直斷面上，紋層面和層理面都由紋理表現。
◎層系組：又稱層組。由兩個或兩個以上相同或有成因聯系的層系疊置而成。層系組是在一段時間內由於流體的運動狀態，沉積物沉積速率或其他沉積條件發生變化或呈規律性波動而形成的。
並不是所有層理都可分出紋層、層系或層系組。其中，可以分出紋層或有紋理顯示的層理稱為紋層狀層理，如水平和平行層理、交錯層理、波狀層理、脈狀或透鏡狀層理等；而分不出紋層或沒有紋理顯示的層理稱為非紋層狀層理，如遞變層理、塊狀層理等。
（1）水平層理
紋層呈平面狀，相互平行疊置且與層面平行，紋層厚度較小，在岩層各個方位的垂直斷面上都有較密集的平行直線狀紋理顯示。在粉砂岩、泥質岩中比較發育（圖8-2A），有時在石灰岩中也見有水平層理（圖8-2B），是水流緩慢或靜水條件下的沉積構造。
圖8-2 水平層理
（2）平行層理
與水平層理相似，也由平面狀紋層平行層面疊置而成，不同的是紋層厚度較大，分布范圍較廣（圖8-3），構成粒度較粗，紋理常不如水平層理清晰。平行層理多產在粗砂岩、砂礫岩或粒度相當的其他岩石內，是在水體較淺，流速較快環境下形成的沉積構造。
圖8-3 大型平行層理
（www.southeastern geology.org.gif）
（3）斜層理和交錯層理
這兩種層理的特點是紋層與層系界面、層面呈斜交關系。①在單個層系中，一系列向同一個方向傾斜的紋層相互平行疊置，而與層系界面成一定角度相交，稱為斜層理或斜交層理。②當許多層系相互疊置組合成層系組時，各層系內紋層的傾斜方向和紋層與層系界面、層面的交角可以相同，也可能不同，顯示出相互交錯的特徵，稱為交錯層理。
在形態和成因上，交錯層理是一種復雜多變的層理類型，按層系形態分成以下三種：
◎板狀交錯層理：各層系界面均為平面且與層面平行，單個層系呈等厚的板狀，其中紋層較平直或微下凹，與層系界面斜交（圖8-4A）。
◎楔狀交錯層理：各層系界面也為平面，但彼此不平行，單個層系不等厚而呈楔狀，其內紋層與板狀交錯層理相似（圖8-4B）。
◎槽狀交錯層理：層系界面為下凹勺形曲面，在岩層不同方位的斷面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的斷面上比在平行流向的斷面上顯示更強的下凹狀態。層系內的紋層多呈下凹的曲面，通常與層系界面斜交（圖8-4C，D）。
交錯層理大多是定向水流作用的產物，水的流速對層系厚度有重要影響，流速愈大，所形成的層系厚度也愈大。交錯層理還常被用來判斷水的流向、指示岩層頂底方向。
在交錯層理的相鄰層系中，紋層的傾斜方向一般都是相同的，但有時相鄰層系中紋層的傾斜方向完全相反，且傾斜角度相近，顯示羽狀、人字形狀、魚骨狀特徵（圖8-4E，F），是雙向水流的標志，如漲潮流形成的前積層與退潮流形成的前積層交互生成。
圖8-4 交錯層理
（4）波狀層理
波狀層理是指由許多呈波狀起伏的細層疊置在一起組成的層理類型。波狀起伏的紋層呈對稱或不對稱形狀。波狀層理的形成都需要有較高的沉積速率。上覆紋層與下伏紋層可以同相位疊置（上下層的波峰與波峰對齊、波谷與波谷對齊），也可以異相位疊置（上下層的波峰與波峰錯位、或上覆紋層的波谷與下伏紋層的波峰相切或交截）。同相位疊置的，稱同相位波狀層理；異相位疊置的，稱爬升波狀層理（圖8-5）。
圖8-5 波狀層理
（5）脈狀層理和透鏡狀層理
這兩種層理都是泥質和砂質（粉砂或細砂）沉積物交替沉積形成的復合層理。①脈狀層理又稱壓扁層理，其主要特徵是沉積物以砂為主，斷面上，泥呈脈狀或細長飄帶狀夾在砂質沉積物中（圖8-6A）。②透鏡狀層理相反，沉積物以泥為主，斷面上，砂呈透鏡狀或細長飄帶狀夾在泥質沉積物中（圖8-6B）。這兩種層理內的砂質沉積物中還可以發育像交錯層理那樣的紋層。在岩層中，脈狀層理和透鏡狀層理常常共生、相互過渡。
脈狀層理和透鏡狀層理都是在沉積物供應較充足的條件下，由速度不穩定的流水沉積而成，若流速總體較高，只間或降低，形成脈狀層理；相反，若流速總體較低，陣發性增高，則形成透鏡狀層理。
圖8-6 脈狀層理和透鏡狀層理
（6）韻律層理
由成分或顏色明顯不同的兩種水平薄層交替疊置構成的層理稱為韻律層理。層理中各薄層的厚度可以相等，也可不等，厚薄不定。薄層內成分比較均勻，常見的成分交替是：砂或粉砂-泥質，碳酸鹽-泥質（圖8-7A），硅質-泥質（圖8-7B），碳酸鹽-硅質等。成分交替與顏色交替同時顯現，反映了沉積環境、氣候條件、物質供應反復變化。
圖8-7 韻律層理
（7）粒序層理
粒序層理又稱遞變層理，是一種重要的非紋層狀層理，層理中沒有任何紋層或紋理顯示，只是粗細顆粒在垂向上連續遞變。在每一個沉積單元中都表現出顆粒大小的逐漸變化。在岩層斷面上，按遞變趨勢，粒序層理可分為三種：
◎正粒序：從一個沉積單元的底部到頂部，顆粒由粗到細遞變（圖8-8A）；
◎反粒序：從一個沉積單元的底部到頂部，顆粒由細到粗遞變；
◎雙向粒序：正、反粒序呈漸變性銜接。反映水流速度逐漸改變。
此外，在整個遞變層中，細粒物質作為粗大顆粒的基質存在，遞變特徵只由粗顆粒的大小顯示（圖8-8B），這種粒序層理稱為粗尾粒序（coarse⁃tail grading）層理，是由碎屑物重力流或密度流（如泥石流、濁流、風暴流等）快速卸荷形成的。
圖8-8 粒序層理
（廣東韶關丹霞山）
（8）塊狀層理
當整個岩層或岩層內的某個層狀部分的成分、結構或顏色都是均一的，或雖很雜亂，但卻具有某種宏觀的均一性，既沒有紋層或紋理顯示，也不是其他層理的構成部分，該岩層或層狀部分就顯示為塊狀層理，或均勻層理。塊狀層理可以是沉積形成的，也可以是其他層理經成岩作用改造形成的。沉積的塊狀層理有兩種成因，一是環境條件（包括原始物質的供應、環境的物理、化學和生物特性等）長期穩定不變，沉積物是完全均勻累積起來的；二是由具極高密度的碎屑物重力流或密度流快速卸荷，各種成分和粒度的顆粒來不及分異都同時沉積下來。
2.波痕構造
由水或風的機械作用在沉積平面上形成的一種規則起伏，稱為波痕構造。它是由相對凸起的波峰和相對下凹的波谷在岩層頂面的某個方向上相間排列構成，廣泛出現在砂岩、粉砂岩、泥質岩和其他粒度相當的岩石內。
（1）波痕要素
描述波痕形態常使用4個定量要素（圖8-9），在垂直波脊延伸方向的斷面上它們分別是：
◎波長（L）：指相鄰兩波峰間的距離；
◎波高（H）：指波峰到波谷的垂直距離；
◎波痕指數（RI）：指波長與波高之比（L/H）；
◎對稱指數（SI）：指同波峰或波谷緩坡面與陡坡面的投影距離之比（ι1/ι2）。
圖8-9 波痕要素
此外，波痕的形態還包括波峰、波谷的形態和它們在岩層頂面的延伸形態。波峰有圓峰、尖峰和平頂峰之分，波谷只有圓谷和尖谷兩種。波脊的延伸形態很復雜，典型的有直線形、波曲形、舌形、菱形、新月形等。
（2）波痕類型
按成因，波痕可分成流水波痕、浪成波痕和風成波痕三種基本類型。
◎流水波痕：是由定向水流形成的對稱形波痕，常見的L＝5～60cm，H＝0.3～10cm，RI＝8～15cm，SI＞2.5，多具直線脊、波曲脊、舌形脊或菱形脊。脊的緩坡面是受流水沖刷的面，總體傾向與流向相反。在斷面上常可見與陡坡面平行的紋層，這是鑒別流水波痕的一個重要標志。在各種深度的河、湖、海環境中都可出現（圖8-10A，B），但在泥質岩中不發育。
◎浪成波痕：是由水的振盪作用形成的波痕，常呈尖峰圓谷的對稱或不對稱形，常見的L＝1～200cm，H＝0.3～20cm，RI＝5～16cm，多為直線脊，但在延伸方向可以分叉或匯合。一般產在一定水深的海、湖環境中（圖8-10C）。
◎風成波痕：是風在暴露的鬆散顆粒性（主要是砂級）沉積物表面吹襲形成的波痕，常為圓峰圓谷的不對稱形，常見的L＝1～30cm，H＝0.5～1cm，RI＝10～50cm，多為直線形，延伸穩定，有時可分叉。風成波痕與流水波痕很相似，區別是風成波痕相對較小，波脊或波峰處的砂粒常比波谷處的更粗，甚至出現細小礫石（圖8-10D）。
圖8-10 波痕
在實際產出的波痕中，還有一種復合波痕，它們是流水與流水或流水與浪成波痕的復合，例如在較大波痕的緩坡面上還疊加有同方向的較小的波痕，不同方向的直線脊或波曲脊波痕疊加在一起形成網格狀波痕（或稱干涉波痕）等等。另外，水下已形成的波痕由於水體變淺，原有的尖峰可能被沖刷成圓峰，露出水面後可能被水或風削平成為平頂峰，從波峰上削下來的顆粒偶爾會就近堆積在波谷兩側使圓谷逐漸變成為尖谷，因而平頂峰或尖谷都可看成是水體由深變淺或波痕開始暴露的標志。
3.泥裂、雨痕、雹痕
這三種構造都是剛沉積的松軟沉積物頂面暴露在大氣中形成的，被統稱為暴露構造，常在泥質岩、泥質粉砂岩或相當粒度的石灰岩中出現。
◎泥裂：又稱乾裂。是在氣候乾旱或太陽暴曬時，暴露沉積物因快速脫水收縮形成的一種頂面裂隙構造（圖8-11A）。裂隙寬約幾毫米或l～2cm以上，深度數厘米至數十厘米。呈折線或曲線狀延伸，兩個方向的裂隙相遇時常呈T形或Y形連通而將頂面分割成一系列直邊或曲邊多邊形。在岩層斷面上，裂隙一般垂直層面，內壁平整，終止於本岩層內部，底部末端呈V字形，有時呈U字形，偶爾可穿過整個岩層，但不穿透下伏岩層的頂面。裂隙中多有上復沉積物充填。
◎雨痕：是由較大，但較稀疏的雨滴在松軟沉積物表面砸出來的平底狀淺坑。單個淺坑大致呈圓或橢圓形（圖8-11B），直徑多為2～5mm，深度多在1～2mm，坑緣常略高於層面。雨滴過小，過細或連續降雨時間過長都不利於雨痕的形成。
◎雹痕：與雨痕大體相似，僅坑底常為圓弧形，坑緣凸起也更高一些，不過嚴格區分雨痕和雹痕也沒有太大實際意義。
圖8-11 泥裂和雨痕
4.沖刷構造
沖刷構造是發育在不同粒度岩層分界面上的凹凸狀形態構造。較高流速的流體在其下伏沉積物頂面沖刷出一些下凹的坑槽，然後又被上復沉積物覆蓋形成並保存下來。沖刷成的坑槽稱沖刷痕（沖坑、沖槽）。它們被覆蓋後，在覆蓋層底面就會形成與沖刷痕的大小和形態完全一致的凸起，稱為鑄模、印模或簡稱為模。通常，沖刷流體同時也是沉積覆蓋層的流體，所以覆蓋層往往比被沖刷層的粒度更粗，如礫質岩層覆蓋在砂質岩層之上或礫質、砂質岩層覆蓋在粉砂質岩層之上。
5.泄水構造
在埋藏條件下，尚未固結的機械性沉積物所含水分受超孔隙壓力的迫使，可以快速向上運移（即泄水）、同時牽引相關顆粒也跟著移動，這種作用稱為沉積物的液化。液化的結果是沉積物原有的沉積構造受到改造或被破壞，同時形成新的構造。這種由沉積物的泄水或液化形成的構造統稱為泄水構造（圖8-12）。常見的泄水構造有上飄紋理構造、碟狀構造、泄水管構造和包卷構造等幾種類型。