物理沉积
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。
⑵ 化学气相沉积和物理气相沉积有何区别
我翻了《材料概论》半天终于找到。化学气相沉积法CVD和等离子气相沉积法PCVD两者都是利用化学气相法制备纳米粉体的方法，在气象条件下，首先形成离子或原子，然后长大形成所需粉体，得到超细粉体。对于他们的不同，CVD是在高温远高于临界温度下，产物蒸汽形成过饱和蒸气压，自动凝聚成晶核，在聚集成颗粒，在低温区得到纳米粉体。可以选择条件来控制粉体的大小形状等。对于PCVD，它是利用电弧产生高温，将气体等离子化，然后这些离子逐渐长大聚合，形成超细粉体，该方法反应温度高，升温冷却速率较快。
⑶ 如何测试物理沉积（PVD）薄膜的膜厚
业内有两种主流方法：
其一，是Cola Test，就是用一定直径的钢球，滚动摩擦被检测工件的表面，得到一组基材、涂层的同心圆，然后用显微镜测量尺寸，通过公式计算得出涂层厚度。这种方法为有损检测，但是比较准确
其二，采用X射线衍射的方法（XRF），测量涂层厚度。这种方法无损、快速，准确度也可以
⑷ 物理气相沉积为什么要在真空的条件
物理气相沉积是抄通过蒸发，电离或溅射等过程，产生金属粒子并与反应气体反应形成化合物沉积在工件表面。物理气象沉积方法有真空镀，真空溅射和离子镀三种
金属加热至蒸发温度。然后蒸汽从真空室转移，在低温零件上凝结。该工艺在为何真空中进行，主要是金属蒸汽到达表面时因为真空而不会氧化。
⑸ 真空沉积技术和物理气相沉积有什么区别
物理气相沉积是通过蒸发，电离或溅射等过程，产生金属粒子并与反应气体反应形成化合物沉积在工件表面。
⑹ 请教优秀的关于薄膜（特别是物理气相沉积）方面的论坛，网站！
我觉得你在网络里面搜索“薄膜论坛”看看有没有这方面的论坛。如果你想专门找CVD、PVD、MOCVD的论坛，估计很难找到的。毕竟CVD、PVD、MOCVD这些都是薄膜沉积方法，论坛的话我感觉应该从大的方面找，里面各个版面应该会涉及到这些沉积方法的。
我帮不上你什么忙，因为我没有搞薄膜这一块儿，只是多少了解一下薄膜沉积方法。。抱歉、
⑺ 物理气相沉积和化学气相沉积的区别及优缺点
化学抄气相沉积过程袭中有化学反应，多种材料相互反应，生成新的的材料。
物理气相沉积中没有化学反应，材料只是形态有改变。
物理气相沉积技术工艺过程简单，对环境改善，无污染，耗材少，成膜均匀致密，与基体的结合力强。缺点膜一基结合力弱,镀膜不耐磨, 并有方 向性
化学杂质难以去除。优点可造金属膜、非金属膜,又可按要求制造多成分的合金膜,成膜速度快,膜的绕射性好
⑻ 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。
⑼ 薄膜物理 化学气相沉积和物理气相沉积的异同点
,CVD和PCD都包含很多种制备方法,各种制备方法制备得到的膜的结构和性能都不大相同...不过一般CVD得到的膜比PVD的稳定,要好一些,但是PVD生长膜比较快
⑽ 物理成因的沉积构造
1.层理构造
层理是沉积物以层状形式堆叠而在岩层内部形成的层状形迹，它由沉积质点的颜色、成分或形状、大小等沿垂直方向变化显示。绝大多数层理都是在沉积作用中形成的，主要与流体的机械作用有关，称为沉积层理。极少数层理是在埋藏以后和固结以前通过机械重组或化学沉淀形成的，称为成岩层理。通常所说的层理，都是指沉积层理。
描述层理的基本术语有：纹层、层系和层系组（图8-1）。
图8-1 层理的组成单元及常见类型
◎纹层：又称细层。是层理中可以划分出的最小层状单位，纹层具有明显的上下边界，内部颜色、成分或粒度比较均匀而不可再分。单一纹层的厚度多在毫米级，也可小于1 mm或达数厘米。同一纹层是在相同条件下同时或几乎同时形成的。
◎层系：又称单层。可以由一组相同或相似的纹层叠置而成，也可以不含纹层只显示粒度的渐变特征。同一层系是在基本相同条件下在一段时间内累积形成的。相邻层系间的界面称为层理面。在岩层的垂直断面上，纹层面和层理面都由纹理表现。
◎层系组：又称层组。由两个或两个以上相同或有成因联系的层系叠置而成。层系组是在一段时间内由于流体的运动状态，沉积物沉积速率或其他沉积条件发生变化或呈规律性波动而形成的。
并不是所有层理都可分出纹层、层系或层系组。其中，可以分出纹层或有纹理显示的层理称为纹层状层理，如水平和平行层理、交错层理、波状层理、脉状或透镜状层理等；而分不出纹层或没有纹理显示的层理称为非纹层状层理，如递变层理、块状层理等。
（1）水平层理
纹层呈平面状，相互平行叠置且与层面平行，纹层厚度较小，在岩层各个方位的垂直断面上都有较密集的平行直线状纹理显示。在粉砂岩、泥质岩中比较发育（图8-2A），有时在石灰岩中也见有水平层理（图8-2B），是水流缓慢或静水条件下的沉积构造。
图8-2 水平层理
（2）平行层理
与水平层理相似，也由平面状纹层平行层面叠置而成，不同的是纹层厚度较大，分布范围较广（图8-3），构成粒度较粗，纹理常不如水平层理清晰。平行层理多产在粗砂岩、砂砾岩或粒度相当的其他岩石内，是在水体较浅，流速较快环境下形成的沉积构造。
图8-3 大型平行层理
（www.southeastern geology.org.gif）
（3）斜层理和交错层理
这两种层理的特点是纹层与层系界面、层面呈斜交关系。①在单个层系中，一系列向同一个方向倾斜的纹层相互平行叠置，而与层系界面成一定角度相交，称为斜层理或斜交层理。②当许多层系相互叠置组合成层系组时，各层系内纹层的倾斜方向和纹层与层系界面、层面的交角可以相同，也可能不同，显示出相互交错的特征，称为交错层理。
在形态和成因上，交错层理是一种复杂多变的层理类型，按层系形态分成以下三种：
◎板状交错层理：各层系界面均为平面且与层面平行，单个层系呈等厚的板状，其中纹层较平直或微下凹，与层系界面斜交（图8-4A）。
◎楔状交错层理：各层系界面也为平面，但彼此不平行，单个层系不等厚而呈楔状，其内纹层与板状交错层理相似（图8-4B）。
◎槽状交错层理：层系界面为下凹勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上显示更强的下凹状态。层系内的纹层多呈下凹的曲面，通常与层系界面斜交（图8-4C，D）。
交错层理大多是定向水流作用的产物，水的流速对层系厚度有重要影响，流速愈大，所形成的层系厚度也愈大。交错层理还常被用来判断水的流向、指示岩层顶底方向。
在交错层理的相邻层系中，纹层的倾斜方向一般都是相同的，但有时相邻层系中纹层的倾斜方向完全相反，且倾斜角度相近，显示羽状、人字形状、鱼骨状特征（图8-4E，F），是双向水流的标志，如涨潮流形成的前积层与退潮流形成的前积层交互生成。
图8-4 交错层理
（4）波状层理
波状层理是指由许多呈波状起伏的细层叠置在一起组成的层理类型。波状起伏的纹层呈对称或不对称形状。波状层理的形成都需要有较高的沉积速率。上覆纹层与下伏纹层可以同相位叠置（上下层的波峰与波峰对齐、波谷与波谷对齐），也可以异相位叠置（上下层的波峰与波峰错位、或上覆纹层的波谷与下伏纹层的波峰相切或交截）。同相位叠置的，称同相位波状层理；异相位叠置的，称爬升波状层理（图8-5）。
图8-5 波状层理
（5）脉状层理和透镜状层理
这两种层理都是泥质和砂质（粉砂或细砂）沉积物交替沉积形成的复合层理。①脉状层理又称压扁层理，其主要特征是沉积物以砂为主，断面上，泥呈脉状或细长飘带状夹在砂质沉积物中（图8-6A）。②透镜状层理相反，沉积物以泥为主，断面上，砂呈透镜状或细长飘带状夹在泥质沉积物中（图8-6B）。这两种层理内的砂质沉积物中还可以发育像交错层理那样的纹层。在岩层中，脉状层理和透镜状层理常常共生、相互过渡。
脉状层理和透镜状层理都是在沉积物供应较充足的条件下，由速度不稳定的流水沉积而成，若流速总体较高，只间或降低，形成脉状层理；相反，若流速总体较低，阵发性增高，则形成透镜状层理。
图8-6 脉状层理和透镜状层理
（6）韵律层理
由成分或颜色明显不同的两种水平薄层交替叠置构成的层理称为韵律层理。层理中各薄层的厚度可以相等，也可不等，厚薄不定。薄层内成分比较均匀，常见的成分交替是：砂或粉砂-泥质，碳酸盐-泥质（图8-7A），硅质-泥质（图8-7B），碳酸盐-硅质等。成分交替与颜色交替同时显现，反映了沉积环境、气候条件、物质供应反复变化。
图8-7 韵律层理
（7）粒序层理
粒序层理又称递变层理，是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹层或纹理显示，只是粗细颗粒在垂向上连续递变。在每一个沉积单元中都表现出颗粒大小的逐渐变化。在岩层断面上，按递变趋势，粒序层理可分为三种：
◎正粒序：从一个沉积单元的底部到顶部，颗粒由粗到细递变（图8-8A）；
◎反粒序：从一个沉积单元的底部到顶部，颗粒由细到粗递变；
◎双向粒序：正、反粒序呈渐变性衔接。反映水流速度逐渐改变。
此外，在整个递变层中，细粒物质作为粗大颗粒的基质存在，递变特征只由粗颗粒的大小显示（图8-8B），这种粒序层理称为粗尾粒序（coarse⁃tail grading）层理，是由碎屑物重力流或密度流（如泥石流、浊流、风暴流等）快速卸荷形成的。
图8-8 粒序层理
（广东韶关丹霞山）
（8）块状层理
当整个岩层或岩层内的某个层状部分的成分、结构或颜色都是均一的，或虽很杂乱，但却具有某种宏观的均一性，既没有纹层或纹理显示，也不是其他层理的构成部分，该岩层或层状部分就显示为块状层理，或均匀层理。块状层理可以是沉积形成的，也可以是其他层理经成岩作用改造形成的。沉积的块状层理有两种成因，一是环境条件（包括原始物质的供应、环境的物理、化学和生物特性等）长期稳定不变，沉积物是完全均匀累积起来的；二是由具极高密度的碎屑物重力流或密度流快速卸荷，各种成分和粒度的颗粒来不及分异都同时沉积下来。
2.波痕构造
由水或风的机械作用在沉积平面上形成的一种规则起伏，称为波痕构造。它是由相对凸起的波峰和相对下凹的波谷在岩层顶面的某个方向上相间排列构成，广泛出现在砂岩、粉砂岩、泥质岩和其他粒度相当的岩石内。
（1）波痕要素
描述波痕形态常使用4个定量要素（图8-9），在垂直波脊延伸方向的断面上它们分别是：
◎波长（L）：指相邻两波峰间的距离；
◎波高（H）：指波峰到波谷的垂直距离；
◎波痕指数（RI）：指波长与波高之比（L/H）；
◎对称指数（SI）：指同波峰或波谷缓坡面与陡坡面的投影距离之比（ι1/ι2）。
图8-9 波痕要素
此外，波痕的形态还包括波峰、波谷的形态和它们在岩层顶面的延伸形态。波峰有圆峰、尖峰和平顶峰之分，波谷只有圆谷和尖谷两种。波脊的延伸形态很复杂，典型的有直线形、波曲形、舌形、菱形、新月形等。
（2）波痕类型
按成因，波痕可分成流水波痕、浪成波痕和风成波痕三种基本类型。
◎流水波痕：是由定向水流形成的对称形波痕，常见的L＝5～60cm，H＝0.3～10cm，RI＝8～15cm，SI＞2.5，多具直线脊、波曲脊、舌形脊或菱形脊。脊的缓坡面是受流水冲刷的面，总体倾向与流向相反。在断面上常可见与陡坡面平行的纹层，这是鉴别流水波痕的一个重要标志。在各种深度的河、湖、海环境中都可出现（图8-10A，B），但在泥质岩中不发育。
◎浪成波痕：是由水的振荡作用形成的波痕，常呈尖峰圆谷的对称或不对称形，常见的L＝1～200cm，H＝0.3～20cm，RI＝5～16cm，多为直线脊，但在延伸方向可以分叉或汇合。一般产在一定水深的海、湖环境中（图8-10C）。
◎风成波痕：是风在暴露的松散颗粒性（主要是砂级）沉积物表面吹袭形成的波痕，常为圆峰圆谷的不对称形，常见的L＝1～30cm，H＝0.5～1cm，RI＝10～50cm，多为直线形，延伸稳定，有时可分叉。风成波痕与流水波痕很相似，区别是风成波痕相对较小，波脊或波峰处的砂粒常比波谷处的更粗，甚至出现细小砾石（图8-10D）。
图8-10 波痕
在实际产出的波痕中，还有一种复合波痕，它们是流水与流水或流水与浪成波痕的复合，例如在较大波痕的缓坡面上还叠加有同方向的较小的波痕，不同方向的直线脊或波曲脊波痕叠加在一起形成网格状波痕（或称干涉波痕）等等。另外，水下已形成的波痕由于水体变浅，原有的尖峰可能被冲刷成圆峰，露出水面后可能被水或风削平成为平顶峰，从波峰上削下来的颗粒偶尔会就近堆积在波谷两侧使圆谷逐渐变成为尖谷，因而平顶峰或尖谷都可看成是水体由深变浅或波痕开始暴露的标志。
3.泥裂、雨痕、雹痕
这三种构造都是刚沉积的松软沉积物顶面暴露在大气中形成的，被统称为暴露构造，常在泥质岩、泥质粉砂岩或相当粒度的石灰岩中出现。
◎泥裂：又称干裂。是在气候干旱或太阳暴晒时，暴露沉积物因快速脱水收缩形成的一种顶面裂隙构造（图8-11A）。裂隙宽约几毫米或l～2cm以上，深度数厘米至数十厘米。呈折线或曲线状延伸，两个方向的裂隙相遇时常呈T形或Y形连通而将顶面分割成一系列直边或曲边多边形。在岩层断面上，裂隙一般垂直层面，内壁平整，终止于本岩层内部，底部末端呈V字形，有时呈U字形，偶尔可穿过整个岩层，但不穿透下伏岩层的顶面。裂隙中多有上复沉积物充填。
◎雨痕：是由较大，但较稀疏的雨滴在松软沉积物表面砸出来的平底状浅坑。单个浅坑大致呈圆或椭圆形（图8-11B），直径多为2～5mm，深度多在1～2mm，坑缘常略高于层面。雨滴过小，过细或连续降雨时间过长都不利于雨痕的形成。
◎雹痕：与雨痕大体相似，仅坑底常为圆弧形，坑缘凸起也更高一些，不过严格区分雨痕和雹痕也没有太大实际意义。
图8-11 泥裂和雨痕
4.冲刷构造
冲刷构造是发育在不同粒度岩层分界面上的凹凸状形态构造。较高流速的流体在其下伏沉积物顶面冲刷出一些下凹的坑槽，然后又被上复沉积物覆盖形成并保存下来。冲刷成的坑槽称冲刷痕（冲坑、冲槽）。它们被覆盖后，在覆盖层底面就会形成与冲刷痕的大小和形态完全一致的凸起，称为铸模、印模或简称为模。通常，冲刷流体同时也是沉积覆盖层的流体，所以覆盖层往往比被冲刷层的粒度更粗，如砾质岩层覆盖在砂质岩层之上或砾质、砂质岩层覆盖在粉砂质岩层之上。
5.泄水构造
在埋藏条件下，尚未固结的机械性沉积物所含水分受超孔隙压力的迫使，可以快速向上运移（即泄水）、同时牵引相关颗粒也跟着移动，这种作用称为沉积物的液化。液化的结果是沉积物原有的沉积构造受到改造或被破坏，同时形成新的构造。这种由沉积物的泄水或液化形成的构造统称为泄水构造（图8-12）。常见的泄水构造有上飘纹理构造、碟状构造、泄水管构造和包卷构造等几种类型。