极光是太阳射出的高速带电粒子流受地球吸引冲进大气层形成的。是否能说明磁对电的作用

可以说极光是磁对电的作用。

极光主要是带电粒子流中的电子进入地球磁场造成的。极光的颜色和强度也取决于沉降粒子的能量和数量。

在离地球15亿千米的太阳几乎连续不断地向地球放射物质点。而离地球5万千米至65万千米以外有一层磁场将地球罩住，当太阳的质点直射这层磁场而被挡住时，它便向地球四周扩散，寻找钻入的空隙，结果约有1％的质点钻入北磁极附近的大气层。每颗太阳质点含有等于1000伏特的电力。它们在100千米外的高空大气层中与原子和多半由氧和氮构成的分子相遇，原子吸收了太阳质点所含的一部分能量时，立即又将这能量释放出来而产生极强的光。

用一个形象比喻，可以说极光活动就像磁层活动的实况电视画面。沉降粒子为电视机的电子束，地球大气为电视屏幕，地球磁场为电子束导向磁场。科学家从这个天然大电视中得到磁层以及日地空间电磁活动的大量信息。例如，通过极光谱分析可以了解沉降粒子束来源，粒子种类，能量大小，地球磁尾的结构，地球磁场与行星磁场的相互作用，以及太阳扰乱对地球的影响方式与程度等。

转的： 两相流：通常把含有大量固体或液体颗粒的气体或液体流动称为两相流;其中含有多种尺寸组颗粒群为一个“相”，气体或液体为另一“相”，由此就有气—液，气—固，液—固等两相流之分。 两相流的研究：对两相流的研究有两种不同的观点：一是把流体作为连续介质，而把颗粒群作为离散体系;而另一是除了把流体作为连续介质外，还把颗粒群当作拟连续介质或拟流体。 引入两种坐标系：即拉格朗日坐标和欧拉坐标，以变形前的初始坐标为自变量称为拉格朗日Langrangian 坐标或物质坐标;以变形后瞬时坐标为自变量称为欧拉Eulerian 坐标或空间坐标。 离散相模型 FLUENT在求解连续相的输运方程的同时，在拉格朗日坐标下模拟流场中离散相的第二相; 离散相模型解决的问题：煤粉燃烧、颗粒分离、喷雾干燥、液体燃料的燃烧等; 应用范围：FLUENT中的离散相模型假定第二相体积分数一般说来要小于10-12%(但颗粒质量承载率可以大于10-12%，即可模拟离散相质量流率等/大于连续相的流动);不适用于模拟在连续相中无限期悬浮的颗粒流问题，包括：搅拌釜、流化床等; 颗粒-颗粒之间的相互作用、颗粒体积分数对连续相的影响未考虑; 湍流中颗粒处理的两种模型：Stochastic Tracking，应用随机方法来考虑瞬时湍流速度对颗粒轨道的影响;Cloud Tracking，运用统计方法来跟踪颗粒围绕某一平均轨道的湍流扩散。通过计算颗粒的系统平均运动方程得到颗粒的某个“平均轨道” 多相流模型 FLUENT中提供的模型： VOF模型(Volume of Fluid Model) 混合模型(Mixture Model) 欧拉模型(Eulerian Model) VOF模型(Volume of Fluid Model) VOF模型用来处理没有相互穿插的多相流问题，在处理两相流中，假设计算的每个控制容积中第一相的体积含量为α1，如果α1=0，表示该控制容积中不含第一相，如果α1=1，则表示该控制容积中只含有第一相，如果0<α1<1，表示该控制容积中有两相交界面; VOF方法是用体积率函数表示流体自由面的位置和流体所占的体积，其方法占内存小，是一种简单而有效的方法。 混合模型(Mixture Model) 用混合特性参数描述的两相流场的场方程组称为混合模型; 考虑了界面传递特性以及两相间的扩散作用和脉动作用;使用了滑移速度的概念，允许相以不同的速度运动; 用于模拟各相有不同速度的多相流;也用于模拟有强烈耦合的各向同性多相流和各相以相同速度运动的多相流; 缺点：界面特性包括不全，扩散和脉动特性难于处理。 欧拉模型(Eulerian Model) 欧拉模型指的是欧拉—欧拉模型; 把颗粒和气体看成两种流体，空间各点都有这两种流体各自不同的速度、温度和密度，这些流体其存在在同一空间并相互渗透，但各有不同的体积分数，相互间有滑移; 颗粒群与气体有相互作用，并且颗粒与颗粒之间相互作用，颗粒群紊流输运取决于与气相间的相互作用而不是颗粒间的相互作用; 各颗粒相在空间中有连续的速度、温度及体积分数分布。 几种多相流模型的选择 VOF模型适合于分层流动或自由表面流; Mixture和Eulerian模型适合于流动中有混合或分离，或者离散相的体积份额超过10%-12%的情况。 Mixture模型和Eulerian模型区别 如果离散相在计算域分布较广，采用 Mixture模型;如果离散相只集中在一部分，使用Eulerian模型; 从计算时间和计算精度上考虑

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一、冰碛土工程性能的研究（论文文献综述）

樊圆圆,宋玲,魏学利[1]（2021）在《基于水槽试验的冰碛土泥石流启动机理分析——以中巴公路艾尔库然沟为例》文中提出冰碛土启动形成泥石流在中巴公路沿线十分常见。前人对冰碛土特征变化及影响冰川泥石流形成的研究较少。为进一步探索泥石流暴发的原因,此次基于水槽试验,结合研究区的冰碛土物理力学特性进而探究冰碛土体形成泥石流的过程与机制。结果表明:（1）融水流量分别为8 L/min、12 L/min、16 L/min和56 L/min的情况下,冰碛土内部结构发生变化,其被冲刷时的破坏形式和启动过程具有差异性;（2）泥沙含量随融水流量和时间的不同而发生波动变化,泥石流冲刷启动和土体坍塌淤堵反复循环;（3）综合冰碛土特征变化及实验现象,将冰碛土泥石流的启动机理分为渗透饱和、侵蚀坍塌、冲刷启动三个部分;（4）冰碛土泥石流的稳定系数与水流流量呈幂函数关系。

欧文[2]（2020）在《欢喜村冰水堆积体结构特征及对变形的控制作用研究》文中提出岷江上游河谷两岸发育大量第四纪冰水堆积体,表现出复杂的沉积结构特征,查明此类冰水堆积体的结构特征及对其变形的控制作用,对当地的地质灾害防治和工程建设有着重要的意义。本文通过对理县欢喜村冰水堆积体的多次现场调查、取样,查明了堆积体的宏观结构特征以及变形特征,基于测窗统计、分形理论、图像识别技术,对欢喜村的冰水堆积物进行了细观结构量化分析,并通过剪切试验测试了沉积界面的力学强度;运用颗粒流程序PFC2D对堆积体变形与沉积界面的关系进行了模拟验证,最终得出如下结论:（1）欢喜村冰水堆积体主要由粉质黏土、角砾土和块碎石土组成,土体中粉质黏土含量随高程降低而减少,角砾、块碎石含量随高程降低而增多。堆积体可划分为五大层位,根据高程从高到低依次别为:（1）粉质黏土层、（2）粉质黏土-块碎石土层、（3）粉质黏土夹角砾-块碎石土层、（4）角砾土-块碎石土层、（5）块碎石土层。（2）欢喜村冰水堆积体表部大量位置出露光滑沉积界面,界面集中分布处出现多处明显的变形破坏迹象。沉积界面的粗糙程度、产状、临空条件及上下层土体的组合类型对堆积体的变形起着控制作用。（3）通过分形理论,得出欢喜村冰水堆积物存在较多粗、细交替的互层;通过测窗统计,结合图像识别技术,得出颗粒的轮廓形状随颗粒粒径增大呈现先增大后减小的趋势,总体呈长条状;粗糙度呈现出良好的自相似特性;考虑尺度效应下的欢喜村冰水堆积物含石量在16%-24%之间交替起伏,并随高程降低呈升高的趋势;颗粒主要排列方向（长轴方向）在345-355°区间内,呈顺坡向排列。（4）通过中型剪切试验,得出了沉积界面、非沉积界面处土体的抗剪强度。沉积界面对水的敏感性较高,相比于天然状态,不同高程的两处沉积界面在饱水状态粘聚力降低5691%、4068%,内摩擦角降低2393%、2344%;非沉积界面处粘聚力降低3234%,内摩擦角降低2298%。（5）通过PFC2D对堆积体概化模型进行了数值模拟分析,结果显示:降雨作用下堆积体未发生整体失稳破坏,部分沉积界面处出现塑性变形,整体未贯通;地震作用下多处变形区域已基本贯通,出现滑动破坏现象。（6）结构对欢喜村冰水堆积体的控制作用主要体现在沉积结构及其细观结构上。沉积界面是冰水堆积体变形的主控因素,其较低的抗剪强度降低了冰水堆积体的整体力学特性;细观结构中,上下层土体中块石相对含量差距越大,变形越明显,且变形区域的扩展具有绕石现象。变形扩展方向受块石的轮廓形状及定向性控制,长条状颗粒的长轴朝向大多平行于沉积界面,顺沉积界面方向的块石越多,变形越容易沿沉积界面扩展。

王小芳[3]（2020）在《生物固氮对冰川退缩区裸地土壤环境及植被发育的影响》文中指出生物固氮是生物在固氮酶的作用下,将大气中分子态氮转变为铵态氮的过程。原生演替初期,氮素养分尤为缺乏,生物固氮是其最主要的氮源。青藏高原东麓高海拔地区具有独特的气候、地质和生态环境,在此条件下工程活动、地质灾害以及冰川退缩等造成大量的裸地出露,如何科学管理这些受损的生态系统,实现裸地快速而稳定的生态恢复是目前需要解决的重要问题。在裸地自然植被发育过程中研究生物固氮的生态环境效应,可以在生境改善、养分周转和群落演替轨迹等方面为裸地生态恢复提供指导,快速建立起符合原生演替规律的稳定群落,为有效进行裸地的生态恢复提供理论支持。本研究选取贡嘎山海螺沟冰川退缩区,根据土壤年龄（0、9和39年）采集土壤、结皮、凋落物和植物样品。采用野外原位生物固氮实验、实验室理化性质分析、室内控制实验和统计分析等方法,研究冰川退缩区演替早期生物固氮的时空分布特征及影响因素,阐明生态系统构建早期生物固氮对土壤环境及植被发育的影响。主要结果和结论如下:（1）退缩区三种固氮基质（土壤、生物结皮、凋落物）固氮酶活性呈现5月>11月>7月的季节变化趋势。三种固氮基质固氮酶活性在5、7和11月分别表现为:黄芪根际/非根际土壤>沙棘凋落物>生物结皮>其他土壤,沙棘凋落物>黄芪根际土>生物结皮>其他土壤,生物结皮>黄芪根际土>沙棘凋落物>其他土壤。从0年到39年,固氮酶活性呈先增加后减小的变化,固氮酶活性在9年样地出现最大值（104±009 nmolg-1h-1）。这可能是由于0年样点无植物生长,仅存在自由固氮,自由固氮固氮量小、固氮效率低;9年样点固氮植物和固氮微生物占有优势地位,共生固氮固氮量大;而30年样点由于植被作用,有机质及土壤氮累积增加,此时生物固氮已不具有竞争优势,固氮酶活性减弱。固氮酶活性与DOC、DON、MBC、MBN、NH4+-N、P、Bio-P显着正相关（p<005）。多元回归分析结果表明,DOC、P含量以及含水量是固氮酶活性的关键影响因子。（2）室内控制培养试验结果表明,在温度控制培养条件下,固氮酶活性表现为5℃<15℃<25℃,固氮酶活性随温度升高而极显着升高（p<001）。光照培养条件下,除39年A、C层土壤,其余固氮基质固氮酶活性随光照强度增加呈先增加后减小的趋势。这是由于黑暗条件下不能合成碳水化合物,进行固氮作用所需能量被抑制,从而导致生物固氮作用较弱。而在强光照条件下,极强的光合作用消耗大量ATP和还原物并且释放大量氧气,使固氮酶遇氧发生不可逆失活。N、P、Mo养分及其组合添加实验结果表明,0年冰碛土加入养分培养后固氮酶活性均未达到仪器检测限。9年样点多数样品在P添加以及P+Mo添加处理后,固氮酶活性显着增加,而N添加及其组合添加均对9年样点样品无影响或产生抑制作用。这说明在冰川退缩9年的样点,生物固氮存在P和Mo+P限制。对于39年样点,添加N、P、Mo及其组合添加均对固氮酶活性无影响或产生抑制作用。原因可能是39年样点土壤中的养分元素已满足生物生长发育需求,生物不需要进行生物固氮过程（高成本）获取氮素,直接选择从土壤或凋落物中获取氮素（低成本）。（3）生物固氮显着改善土壤结构和养分状况,包括土壤含水量、粒度、p H、以及C、N、P养分等。土壤结构变化和养分元素增加使土壤微生物酶活性增强,而微生物酶活性增强又促进土壤养分增加。共生固氮植物黄芪显着改善了表层和根际土壤理化性质和养分有效性,而另一共生固氮植物沙棘对表层和根际土壤理化性质和养分有效性影响较小,与非固氮植物无显着差别。黄芪显着改善了与其伴生的非固氮植物体内的养分状况,增加了与其伴生的非固氮植物的株高、冠层面积以及N素含量等,对非固氮植物的生长发育起到显着的促进作用。沙棘对与其伴生的非固氮植物影响不显着。黄芪在裸地生态恢复中具有较高的应用潜力。

5721 构造—岩浆活动与成矿

构造演化控制着成矿作用发生和发展的全过程，并控制着矿产的宏观分布规律。佛子冲矿田的形成与加里东期至燕山期构造演化历程的主要事件密切相关，受其制约的规律较为明显。

从桂东南地区大地构造演化的历史来看，本区经历了加里东、海西-印支、燕山-喜马拉雅三个构造演化阶段。从早古生代时期开始，云开大山地区已逐渐隆起，同生断裂活动导致了博白-岑溪断陷盆地的发育，并伴有火山活动。志留纪末期的加里东运动使除钦州地槽以外的地槽区褶皱隆起，并产生了广泛的区域变质、混合岩化。早二叠世末发生的东吴运动，使云开古隆起与大瑶山古隆起间的狭长洋盆逐渐闭合。三叠世晚期的印支运动，使各构造单元间的构造差异性基本消失，地壳演化至滨太平洋大陆边缘活动带阶段。燕山-喜马拉雅期，表现为极强烈的岩浆活动和断块活动，酸性、中酸性岩体沿博白-岑溪断裂带广泛发育。

佛子冲矿田的形成是早古生代热水沉积成矿作用和燕山期岩浆-热液叠生改造成矿作用复合的结果，其中早古生代热水沉积活动是佛子冲矿田形成的基础，对该时期大地构造环境的分析是本节研究的重点。

根据区域资料分析，桂东南地区早古生代总的构造轮廓呈“两隆夹一坳”的格局，即云开地区和大瑶山-西大明山地区为相对隆起区，缺失奥陶系和志留系沉积。其间为沉积盆地，范围相当于钦州地槽。由于博白-岑溪同生断裂活动，导致了断裂带展布地区沉积相的显著变化，沿断裂带形成的斜坡上发育有大量的重力流沉积和重力滑动构造，并伴有火山活动。根据坳陷区基性火山岩富碱特点，推测当时该地区处于引张状态。

张伯友等（1994）提出，在云开和大瑶山地区存在两个地体，即云开地体和大瑶山地体，从晋宁期-加里东期，云开地体与大瑶山地体为两个火山岛弧，在其周缘则接受复理石、类复理石、硬砂岩沉积。推断位于岛弧后缘的那车垌-石圭-宋桂大断裂（属博白岑溪断裂带的一部分）构成了坳陷与隆起的分界，是当时的主要控相断裂，其斜坡为重力沉积提供了有利条件，在断裂频繁活动下形成了广泛发育的重力沉积。

早古生代同生断裂活动的主要表现是断裂带对沉积相的控制，及沿断裂形成的海底斜坡上所发育的各类重力沉积和重力滑动构造。已发现的重力沉积包括海底扇形浊积岩和滑塌成因泥砾岩（碎石流），有斜坡-水道相、内部及中部扇相沉积组合，主要特点表现在纵横向相变较大，粗屑岩呈大型透镜状分布。另外在陆川渭河一带，还见有颗粒流沉积，产于滑塌泥砾岩层下，厚几十米，是由石英（＞90%）和少许长石（5%±）组成的砂砾岩，几乎不含基质，没有分选性、定向性，也很难找到层理面，其粒度自细砂至细砾不等，2～5mm以上者占50%。成因上属颗粒支撑的重力流沉积。上述各类重力流沉积主要沿斜坡带分布，向北西变细变薄，其中有变质岩屑，可知蚀源区在南东侧云开大山一带。

佛子冲和东桃矿区下志留统赋矿地层中广泛发育的浊流沉积的鲍马序列、同生挠曲、重力滑塌等现象均与博白-岑溪断裂带的同生活动有关。

从区域上看，寒武系、奥陶系和志留系地层中均见有海底火山岩或海底火山活动迹象，其中奥陶系和志留系中的海底火山岩保存较好。志留纪海底火山活动见于岑溪的大爽、白板一带，在出露的下志留统地层中夹有一层100多米厚、具枕状构造的细碧角斑岩建造。在粤桂交界地区的筋竹-林滨公路上，张伯友等（1994）在大桥头村发现硅质岩中夹有3～4m厚的火山岩，火山岩主要为细碧角斑岩质岩石，有呈10cm大小的岩枕产出，其岩性与大爽、白板一带的海底火山岩极为相似；博白县黄凌和北流市民安水库一带，下志留统碎屑岩中含中酸性火山岩屑和具熔蚀边的石英晶屑；信宜罗罅、楼洞一带变质流纹岩、粗玄岩、安山岩产于长石石英砂岩及碳酸盐岩夹层（大理岩或矽卡岩）中，与黄铁矿共生；云浮“大绀山群”上部夹酸性凝灰岩，这些岩层具浊流沉积及部分等深流沉积特点，“大绀山群”上部还发现过竹节石，其时代可能也是志留纪。

奥陶纪海底火山活动，一处见于岑溪油茶林场、山塘一带，火山岩呈层状整合产于上奥陶统，其岩性主要为阳起石岩、斜长阳起石岩、阳起石化辉绿玢岩，火山岩层上部是阳起石化基性熔岩。另一处见于容县鸡笼顶地区上奥陶统地层，火山岩岩性以中基性火山岩和火山碎屑岩为主，呈似层状或透镜状产出，岩性有细碧岩、角闪玢岩、滑石岩、凝灰岩等。

云开地区变质岩中分布颇广的浅粒岩，根据其具富钠、贫钾、富硅及多有泥质夹层等特点和所在层位分析，可能是寒武纪的火山碎屑岩（广西壮族自治区地质矿产局，1985）。

博白-岑溪地区基性熔岩喷发作用表明，该地区拉张、断陷作用十分强烈，使地壳变薄，受重力均衡作用影响，引起深部高浓度地幔物质上拱，形成海底火山喷发。

值得关注的是，岑溪白板下志留统火山岩分布于佛子冲矿区附近（约4km处），火山岩产出的层位与赋矿层位相当，表明佛子冲地区热水沉积活动与海底火山活动在时间上和空间上具有一定联系。鸡笼顶矿区也有类似的情况。

根据岑溪油茶林场和白板两处火山岩岩石化学分析数据（表516），投影到TiO2Fe2O3＋FeO＋MgO分布范围图上（图518），两处火山岩落入岛弧陆缘火山岩区，表明博白-岑溪地区在早古生代时期所处构造环境与岛弧陆缘环境相似，与从Cu-Pb-Zn三角图解（图519）获得的佛子冲矿田早志留世热水沉积成矿环境相吻合。

表516 岑溪油茶林场和白板地区火山岩岩石化学成分

续表

（据广西壮族自治区地质矿产局，1985）

图518TiO2-（Fe2O3＋FeO＋MgO）分布范围图

A太平洋碱性玄武岩；B大西洋碱性玄武岩；C大西洋中脊玄武岩；D岛弧陆缘玄武岩；F大陆玄武岩。1油茶林场地区蚀变火山岩；2白板地区细碧角斑岩

据研究（Sugisaki，1976），火山岩成分与板块运移速度有关，当板块运移速度为0 时（不动时），火山岩中K2O最大，而板块移动时，不管是扩张或闭合，K2O迅速降低，且运移速度愈大，K2O降低愈大。在图520上，白板地区火山岩平均成分投点显示板块扩张速度低于1cm/a，油茶林场地区火山岩投点显示板块扩张速度大约为3cm/a，表明从奥陶纪→志留纪，板块运移速度有减缓趋势。

博白-岑溪地区早古生代裂陷盆地的拉张速度可能是制约矿床规模的一种因素。据现代海底热液成矿作用研究（Rona et al，1993），在缓慢扩张脊，热水沉积成矿规模较大；在快速扩张脊，如太平洋脊，矿床规模较小。在博白-岑溪地区，寒武纪和奥陶纪热水沉积成矿的规模（以文龙径、下水、鸡笼顶等矿床为代表）明显小于志留纪成矿规模（以佛子冲、东桃矿床为代表），故推断与裂陷盆地拉张速度有关。

与块状贱金属硫化物矿床成矿作用有关的大陆边缘盆地演化历史一般可分为四个阶段：早期裂谷作用形成了裂谷盆地；后裂谷期主要由于热沉降作用形成拉张盆地；挤压之初的稳定边缘阶段形成拉伸（伸展）盆地；最终因挤压强烈，发生急剧下拗，形成前陆盆地。与火山作用和断裂作用有关的热水沉积成矿主要发生在稳定边缘至发生挤压时期。博白-岑溪地区志留纪的情况与此基本吻合。志留纪末的广西运动，使桂东南地区除钦州海槽以外的区域强烈挤压褶皱，表明桂东南地区大陆边缘盆地演化已进入第四个阶段。

图519 Cu-Pb-Zn三角图解

A佛子冲矿田矿石样品在Cu-Pb-Zn三角图上的投点；B世界沉积容矿岩中的层状铅锌矿床样品在Cu-Pb-Zn三角图中的分布，阴影部分为数量最多的矿石组分范围（据JW莱登，1984）。1大洋中脊热水沉积硫化物投点及范围；2现代沟弧盆系热水沉积硫化物投点及范围；3佛子冲矿田矿石样品投点

图520 火山岩K2O含量与板块运移速度关系

（底图据Sugisaki，1976）

正值为闭合速度；负值为扩张速度

1白板地区细壁角斑岩；2油茶林场地区蚀变火山岩

5722 沉积环境与成矿

桂东南地区下古生界地层为砂泥质碎屑岩及类复理石建造的冒地槽沉积。根据下古生界沉积相分析，博白-岑溪地区当时的沉积相（以早志留世为例）自南东向北西可分为三个带（图521）。

浅海陆棚相带 为砂页岩互层，砂岩成分单一（石英为主），分选较好（细-粉砂级）。

棚边缘斜坡相带 是重力沉积最发育的地区，主要沿那车垌-石圭-宋桂大断裂北西缘分布，其次博白黄凌一带的闸口-新丰断裂北西缘也有发育，可能反映这两条古断裂南西段当时呈雁列式分布，致使该相带呈折曲状，或者表现为两个斜坡。

盆地相带 广泛分布于浦北-北流隆起带上，为较单一的复理石建造（砂页岩互层），复理石韵律发育，复理石印模清楚。砂岩粒度较细（细-粉砂级为主），厚度较薄（一个韵律层厚约001～1m不等），碎屑成分较单一（石英为主），岩性较稳定，偶见同生泥砾而无外源砾石，属深海平原型浊积岩，与断裂斜坡上海底扇形者不同，表明较远离斜坡和蚀源区。

图521 博白—岑溪地区早志留世岩相古地理略图

1同生断裂；2相带界线；3剥蚀区；4铅锌矿床

佛子冲和东桃矿区均分布在陆棚边缘斜坡相向盆地相过渡的部位。受同生断裂活动影响，两矿区赋矿层位中均发育浊流沉积的鲍马序列、同生挠曲、重力滑塌等现象。推断博白-岑溪断裂带沿走向突变地段或与NW向断裂交会地段，控制了早古生代次级盆地的发育及古代热流区的展布，这也是佛子冲、东桃、下水、文龙径、鸡笼顶等铅锌多金属矿床所在地。

在佛子冲矿田，斜穿矿区的NE和NNE向断裂组是博白-岑溪断裂带的组成部分，其中主干的佛子冲断裂（也称牛卫断裂）在早志留世同沉积时期具有显著的同生活动特征。该断裂在NE向断裂向NNE走向转折地段附近，是主要矿床的分布区域，这一区域也是NW向断裂发育并与NE向断裂的交会部。佛子冲断裂西侧尚分布有规模宏大的糯垌-新地断裂，其产状和规模与佛子冲断裂相似，在两断裂之间有一系列铅锌矿点及化探异常分布，推断这两条主干断裂具有相似的演化历史，在早志留世同生活动时期与一系列NE向断裂共同控制了佛子冲地区陆棚边缘斜坡相和次级断陷盆地的发育。

在佛子冲矿田范围内，下志留统第四组上段中的碳酸盐岩夹层段为赋矿层位，其中的灰岩夹层常呈透镜状，发育重力滑塌堆积构造。碳、氧同位素研究表明，这种灰岩的形成与热水沉积活动有关，其分布和物质成分的变化反映了热水沉积活动分布的特点及次级盆地中岩相的变化。

该岩性段在矿床中部厚约100～150m，最厚可达170m，向矿床外围方向，该岩性段厚度有逐渐变薄趋势，对应地层岩性也有所变化。据区调资料分析，从佛子冲→七坪→塘坪→石光逐渐远离矿化中心的方向，该岩性段对应厚度分别为100～150m→95m→37m→34m，碳酸盐岩中泥质成分逐渐增多，在石光剖面，该岩性段对应地层的岩性已完全变为泥灰岩。

层状矿体和层状绿色岩分布地段代表了热水活动中心，温度较高。在水平方向上，层状绿色岩与碳酸盐岩呈渐变过渡关系，越接近矿体，绿色岩中透辉石和绿帘石愈多；稍远离矿体，这些矿物逐渐变少，渐渐过渡为灰岩；矿区外围相应地层中碳酸盐矿物明显减少，地层岩性则变为泥灰岩。

5723 动态条件下的热水沉积成矿作用

佛子冲矿田早志留世热水沉积成矿作用，与早古生代同生断裂活动及拉张型盆地环境有关。从区域热水沉积成矿活动的演化来看，产于寒武系和奥陶系层位的矿床（文龙径、下水、鸡笼顶）中见有大量的磁铁矿或重晶石，而产于志留系的矿床（佛子冲、东桃）中金属矿物主要为铅、锌硫化物，极少见到磁铁矿或重晶石，表明志留纪成矿环境是一种更为还原的环境，可能与海水变深有关。推断热水沉积期成矿热液主要来自盆地底部巨厚沉积柱中的地层原生水。由于同生深断裂活动和深部热能释放，导致断陷盆地底部增温并促使地层原生水产生对流循环，海水和大气水也会参与进来并成为一种重要的补给源，补给的海水和大气水在深部经历了水-岩反应后成为还原性盆地卤水的一部分。

由于盆地卤水主要形成于中低温条件，盐度相应较低，加之热液运移过程中淋滤的主要对象为地层沉积物，因而捕获的金属元素主要为 Pb、Zn、Ag，而相对贫 Fe、Mn、Cu 等元素。

佛子冲地区海底热水喷流主要沿裂隙发生，呈线状展布，喷出海底的热液聚集在狭长的洼地中，在海底面上扩散距离短，卤水池中矿化元素分异不明显，因此造成了矿化元素分带不明显的现象。

含金属的热水溶液与喷出中心附近石化程度很差的沉积物中的水溶液相混合，当它流入海水中的时候，热水溶液的温度、压力、Eh值、pH值等会发生急剧变化，成为铅、锌硫化物结晶的诱因，而喷流热液与海水之间显著的电势差导致热水溶液的电梯度急剧变化，导致一部分热能转化为电能，并通过喷口“黑烟囱”释放出来，成为硫化物聚集生长的有利部位。

在水-岩界面上，由于物理化学条件的变化，热水携带的二氧化硅及钙、铝、镁等物质也以绿色矿物（透辉石、绿帘石、绿泥石等）、碳酸盐等“喷流物”形式沉积下来。从动态条件下水-岩反应的性质分析，形成热水沉积绿色岩和碳酸盐岩与形成硫化物的反应可归为共轭的酸碱反应关系，其中热水沉积绿色岩中透辉石和透闪石形成的水-岩反应可示意性地表示为：

动态成矿作用与找矿

形成闪锌矿和方铅矿的反应可表示为：

动态成矿作用与找矿

即：偏碱性条件有利于热水沉积绿色岩和碳酸盐岩的形成，偏酸性条件则有利于海水中 的还原。

在距喷口稍远处，含矿流体与海水进一步混合，流体温度大幅降低，浓度也明显减弱，已不利于绿色矿物和铅、锌硫化物的大量生成，主要热水沉积物成为碳酸盐岩，矿化明显减弱。

佛子冲矿田赋矿层位中，相间分布的多层矿化和层状矿体中普遍发育纹层状构造，表明海底热水活动具间歇性脉动特征。由于热水喷溢活动是脉冲式的，时断时续，当热水活动处于高峰期时，绿色矿物大量生成，当热水活动相对减弱时，热水碳酸盐沉积起着主导作用，由此形成了绿色岩与碳酸盐岩互层的现象。广泛发育的软沉积滑动变形构造、同生角砾构造及泥裂构造则表明成矿环境十分动荡，并有重力沉积发生。矿石矿物成分及地球化学特征显示成矿环境是一种相对还原的环境，海水深度超过了允许成矿流体沸腾的深度。

层状绿色岩结构构造显示绿色矿物的生成常与金属硫化物交替进行，属同期产物。绿色岩中普遍发育的“雏晶”和细晶结构指示了海底环境下透辉石等绿色矿物快速结晶的特点。

沉积物沉积后至深埋藏过程中所发生的每一个成岩作用都称之为成岩事件。在渐进埋藏成岩环境，由同生成岩阶段直至晚成岩阶段的漫长成岩过程中，先后发生过若干次重要的成岩事件，它们对岩石原生孔隙的保存或破坏以及次生孔隙的形成与发育有很大的影响［7］。

4221 碎屑岩的孔隙演化

（1）储集岩原始孔隙度的恢复

研究成岩过程中孔隙演化及孔隙度的变化，首先要恢复储层的原始孔隙度。根据比尔德和韦尔（1973）提出的原始孔隙度计算式可求出原始孔隙度（ϕ0）：

ϕ0＝2091+（229/S0）

式中：S0——根据筛析资料所作碎屑粒度累积曲线图求得的Trusk分选系数，将其代入上式即可求得原始孔隙度数值。

根据一些研究者的实测、模拟和理论计算，碎屑岩的原始孔隙度至少可达到35%～40%。

（2）压实作用使孔隙度减小

由压实作用使孔隙度减少的估计方法一般采用压实模拟的数学表达式，即

ϕ＝ϕ0e-cp

式中：ϕ——随压力而变化的孔隙度，%；

ϕ0——原始孔隙度，%；

p——上覆地层的压力，MPa（×01）；

c——与压实速率和被压实物粒度等有关的常数。

其中c值的变化范围随砂中粘土含量增大而变小。粘土的c值最大，纯砂的c值较小。根据模拟试验，粘土的c值为12×10-3；中粗纯砂为6×10-4；细粉纯砂则为35×10-4；砂中含粘土大于50%时，c值为（74～94）×10-4。

压实损失的孔隙度也可以根据薄片鉴定来估计，即

油气储层地质学

式中：V粒——颗粒体积占岩石总体积的比例，%；

40——原始孔隙度，%。

（3）胶结作用损失的原始孔隙度

油气储层地质学

式中：V胶——残留胶结物体积占岩石总体积的比例，%；

40——原始孔隙度，%。

（4）溶解作用产生次生孔隙

虽然由于溶解作用产生次生孔隙从而可以增大孔隙度的形成机理已经有很多的研究，但是定量估计次生孔隙度的方法还很少。下面介绍两种估计次生孔隙的方法。

1）Ehrenberg模型——它是基于井的数据资料比较齐全的情况下，建立成岩作用控制次生孔隙的定量模型，其表达式为

dϕs＝f（z）

式中：dϕs——次生孔隙增量；

f（z）——次生孔隙随深度的变化函数。

在具体实施时，要取得不同埋深的岩心，系统观察薄片，并进行岩心分析，取得深度、原生孔隙、次生孔隙和总孔隙的各项参数，然后建立原生孔隙、次生孔隙和总孔隙随深度的关系曲线（图43），通过最佳拟合后，形成上述非线性次生孔隙增量的函数式。

图43 孔隙度随深度的变化曲线

2）薄片鉴定方法求取次生孔隙度是常用的方法。在进行薄片鉴定时，读出总面孔率、原生孔隙面孔率和次生孔隙面孔率，亦即

油气储层地质学

或者可以表达为

ϕ次生＝ϕ总-ϕ压-ϕ胶结

式中：ϕ总——沉积物的初始孔隙度，%；

ϕ压——由于压实作用损失的孔隙度，%；

ϕ胶结——由于胶结作用损失的孔隙度，%。

在经过成岩作用阶段划分以及孔隙测量等工作后，就可以归纳成图件。图44是川西北凹陷上三叠统致密砂岩成岩作用模式图，图45是东濮凹陷沙三段成岩和孔隙演化图。

图44 川西北凹陷上三叠统致密砂岩成岩作用及孔隙演化史

图45 东濮凹陷沙三段成岩阶段划分和孔隙演化［8］

Ch—绿泥石；I—伊利石；K—高岭石；S—蒙脱石；I/S—伊/蒙比

4222 成岩相分析

油气储层所经历的成岩作用阶段，由于沉积环境及沉积物的差异表现出不同类型的岩石结构和孔隙演化，可以把处于同一成岩阶段相接近的岩石结构和孔隙演化的类型称为“成岩相”。赵澄林、刘孟慧［8］把成岩环境和成岩产物综合命名为成岩相，他们把东濮凹陷北部沙三—四段储层分为四种成岩相。

（1）碳酸盐胶结成岩相

这类成岩相主要分布于近源深沟道浊积岩中。其影响主要表现在使以颗粒流机制形成的块状砂岩，在中-深（3200m）埋藏成岩作用过程中孔渗急剧变低，形成低孔、低渗储层。这一成岩相的形成与活跃活动的水介质作用有关。

（2）石英次生加大成岩相

主要出现在石英净砂岩中。常出现于三角洲前缘席状砂岩及浅滩环境改造的净砂岩中，或在近漫滩微相及再搬运沉积体系中。这类储层孔渗性较低。

（3）粘土杂基支撑成岩相

这一成岩相属低结构成熟度的杂砂岩，砂岩呈杂基支撑结构及似斑状结构。在埋藏成岩作用过程中，所含粘土矿物转化产生的流体，在一定温度、压力和物化条件影响下促成溶解作用，形成各种微孔、微缝。这类储层普遍出现在湖底扇辫状沟道、深水重力流水道微相中，其特征是高孔隙度、低渗透率。

（4）不稳定碎屑溶蚀成岩相

不稳定组分主要指长石、不稳定岩屑、云母及碳酸盐颗粒。不稳定组分的溶蚀，导致各种次生孔隙的形成，这对于发育该区的良好储层是极为重要的。

上述四种成岩相主要受沉积相控制，前两者为强化学胶结成岩相，是在硬砂岩中形成的；后者是杂砂岩形成的成岩相类型。

在成岩相划分的基础上，可以编制成岩相剖面图和平面图（图46和图47）。

图46 马厂地区沙三3-4亚段成岩相模式图 ［8］

图47 文留地区沙三3亚段成岩相分布图［8］

1—石英次生加大成岩相；2—不稳定组分溶蚀成岩相；3—粘土杂基支撑成岩相；4—碳酸盐胶结成岩相；5—井号

在PFC软件中，能量单位通常是J（焦耳）。PFC是一种离散元分析软件，它能够对粉体、颗粒和流态的行为进行数值模拟和分析，以解决与这些材料有关的问题，比如物料的运动、堆积、流动和碰撞等。在进行能量计算时，PFC软件通过考虑物质系统中各种能量的变换与转移，来确定系统中的能量变化情况。比如，在颗粒流动过程中，粒子之间的相互作用会导致能量的变化，PFC软件能够准确计算这些变化，从而帮助工程师预测和优化物料处理过程的能量消耗和效率。综上所述，PFC软件是一种非常实用的工具，用于研究和分析颗粒流和其他流态行为的能量转移与转换。

材料的本构关系（constitutive relationship）是反映材料的力学性状的数学表达式，表示形式一般为应力应变强度时间的关系，也称为本构定律（constitutive law）、本构方程（constitutive equation），或者本构关系数学模型（mathematical model），后者也可简称为本构模型。为简化和突出材料某些变形强度特性，人们常使用d簧、粘壶、滑片和胶结杆等元件及其组合的元件模型。

一般认为土力学这门学科诞生于1925年太沙基（KTerzaghi）的《土力学》一书出版以后。在此之前和以后的多年中，人们在长期的实践中积累了许多工程经验并形成了土力学的基本理论。如土的莫尔库仑（Mohr Coulomb）强度理论、有效应力原理和饱和粘土的一维固结理论等。但长期以来人们在解决土工建筑物和地基问题时，总是将它们分为变形问题和稳定问题两大类。对于变形问题，人们主要是基于d性理论计算土体中的应力，用简单的侧限压缩试验测定土的变形参数，在d性应力应变理论的范畴中计算变形。在计算设计中辅以一定的经验方法和经验公式。由于当时建筑物并不是十分高重，使用中对变形的要求也不是很高，所以这些计算一般能满足设计要求。

20世纪50年代末到60年代初，高重土工建筑物、高层建筑物和许多工程领域建筑物的兴建，使土体变形成为主要矛盾，给土体的非线性应力变形计算提出了必要性；另一方面计算机及计算技术手段的迅速发展推动了非线性力学理论、数值计算方法和土工试验日新月异的发展，为在岩土工程中进行非线性、非d性数值分析提供了可能性，从而极大地推动了土的本构关系的研究。20世纪70～80年代是土的本构关系迅速发展的时期，上百种土的本构模型成为土力学园地中最绚烂的花朵。在随后的土力学实践中，一些本构模型逐渐为人们所接受，出现在大学本科的教材中，也在一些商业程序中被广泛使用。这些被人们普遍接受和使用的模型都具有形式比较简单，参数不多且有明确的物理意义和易于用简单试验所确定，能反映土变形的基本主要特性等特点。另一方面，人们也针对某些工程领域的特殊条件建立有特殊性的土的本构模型。例如土的动本构模型、流变模型及损伤模型等。

几十年来，关于土的本构关系的研究使人们对土的应力应变特性的认识达到了前所未有的深度，促使人们对土从宏观研究到微观、细观的研究，为解决如高土石坝、深基坑、大型地下工程、桩基础、复合地基、近海工程和高层建筑中地基、基础和上层建筑共同作用等工程问题提供了更深刻的认识和理论指导。本构关系的研究也推动了岩土数值计算的发展。将土视为连续介质，随后又将其离散化的方法有有限单元法、有限差分法、边界单元法、有限元线法、无单元法以及各种方法的耦合。另一种计算方法是考虑岩土材料本身的不连续性。如考虑裂缝及不同材料间界面的界面模型和界面单元的使用，随后离散元法（DEM）、不连续变形分析（DDA）和流形元法（MEM）、颗粒流（PFC）等数值计算方法迅速发展。数值计算有时采用不同的本构模型，有时用以验证本构模型，有时用来从微观探讨土变形特性的机理，有时则从微观颗粒（节理）的研究入手建立岩土本构关系。

由于土是岩石风化而成的碎散矿物颗粒的集合体，一般含有固、液、气三相，在其形成的漫长地质过程中，受风化、搬运、沉积、固结和地壳运动的影响，其应力应变关系十分复杂，并且与诸多因素有关。其中主要的应力应变特性是其非线性、d塑性和剪胀（缩）性。

（1）土应力应变关系的非线性

由于土由碎散的固体颗粒组成，宏观的变形主要不是由于土颗粒本身变形，而是由于颗粒间位置的变化。这样在不同应力水平下由相同应力增量而引起的应变增量就不会相同，亦即表现出非线性，松砂的应力随应变增加而增加，但增加速率越来越慢，最后接近一渐近线；而在密砂的试验曲线中，应力一般是开始时随应变增加而增加，达到一个峰值之后，应力随应变增加而下降，最后也趋于稳定。在塑性理论中，前者称为应变硬化（或加工硬化），后者称为应变软化（或加工软化）。应变软化过程实际上是一种不稳定过程，有时伴随着应力的局部化———剪切带的出现，其应力应变曲线对一些影响因素比较敏感。

（2）土的剪胀性

由于土是碎散的颗粒集合，在各向等压或等比压缩时，孔隙总是减少，从而可发生较大的体积压缩，这种体积压缩大部分是不可恢复的。

在三轴试验中，对于密砂土，偏差应力（σ1-σ3）增加引起了轴应变ε1的增加，但除开始时少量体积压缩（正体应变）外，多发生明显的体胀（负体应变）。由于在常规三轴压缩试验中，平均主应力增量 在加载过程中总是正的，不可能是体积的d性回d，因而这种体应变只能是由剪应力引起的，被称为剪胀性（dilatancy）。广义的剪胀性指剪切引起的体积变化，包括体胀，也包括体缩，后者也常被称为“剪缩”。土的剪胀性实质上是由于剪应力引起土颗粒间相互位置的变化，使其排列变化而使颗粒间的孔隙加大（或减小），从而发生了体积变化。

（3）土变形的d塑性

在加载后卸载到原应力状态时，土一般不会恢复到原来的应变状态。其中有部分应变是可恢复的，部分应变是不可恢复的塑性应变，并且后者往往占很大比例。每一次应力循环都有可恢复的d性应变及不可恢复的塑性应变，亦即永久变形。可以表示为：

ε＝εe＋εp

式中：εe表示d性应变；εp表示塑性应变。

土在应力循环过程中另一个特性是存在滞回圈，在卸载初期应力应变曲线陡降，减少到一定偏差应力时，卸载曲线变缓，再加载曲线开始陡而随后变缓。这就形成一滞回圈，越接近破坏应力时，这一现象越明显（图41）。

图41 偏差应力与轴应变和体应变的关系曲线

（4）土应力应变的各向异性和土的结构性

所谓各向异性是指在不同方向上材料的物理力学性质不同。土的各向异性主要表现为横向各向同性，亦即在水平面各个方向的性质大体上是相同的，而竖向与横向性质不同。土的各向异性可分为初始各向异性（inherent anisotropy）和诱发各向异性（induced ani-sotropy），后者一般是由应力天然沉积和固结造成的各向异性，可归入初始各向异性之列。在室内重力场中各种制样过程也会使土试样具有不同程度的初始各向异性。

所谓诱发各向异性是由于受到一定的应力发生应变后，土颗粒将发生空间位置的变化，从而改变了土的空间结构，这种结构的变化对于土进一步加载的应力应变关系将产生影响，并且不同于初始加载时的应力应变关系。

原状天然土的各向异性往往更强烈，也比较复杂。原状土的各向异性常常是其结构性一个方面的表现。土的结构性是由于土颗粒的空间排列集合及土中各相间和颗粒间的作用力造成的，结构性可以明显提高土的强度和刚度。

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