如何利用fluent进行流场参数仿真

在开始菜单启动Workbench140

拖动（或双击）Mesh到Schematic

导入几何模型

右键单击Geometry，选择Import Geometry，再选择Browse，导入几何模型文件modelx_t。如果事先没有创建模型文件，可单击New Geometry进入DesignModeler创建几何模型。

划分网格

41 右键单击Mesh，选择Edit，打开ANSYS Meshing。

42 左键点击选择入口平面，再单击右键，选择Create Named Selection，命名为inlet。

同理，选择出口平面，命名为outlet，其它平面为wall边界，可以不用命名，在Fluent中未命名的边界自动设置为wall。

43 点击左侧模型树中的Mesh，出现Details of “Mesh”，在Physics Preference中选CFD，在Solver Preference中选Fluent（使用Fluent求解流场）。展开 Sizing，选 Relevance Center 为 Fine，意思是划分较密的网格。

44点击Update生成网格

45保存

46关闭Meshing，回到Workbench

建立一个Fluent cell

更新Fluent cell

打开Fluent

Fluent中求解设置

81 选择标准的k-e湍流模型，其余参数保持默认。

82 流体材料选择water，从FLUENT Database中copy出来。在Cell Zone Conditions中选择材料为water-liquid。

83 入口选择速度入口，velocity magnitude取2，即水流速度为2m/s。

84 出口选择压力出口边界，参数保持默认。

85 可以看到之前未设置的边界默认为wall，本例壁面绝热，无需改变wall参数，保持默认即可。

86 Solution Methods和Solution Controls 保持默认即可。初始化选择Standard Initialization，compute from 选择all-zones，点击Initialize。

87 迭代步数取500，点击Calculate开始计算

88 收敛后残差曲线如下

89 此时可以在Fluent中进行后处理。由于CFD-Post比Fluent自带的后处理功能强大很多，下面简单介绍如何在CFD-Post中进行后处理，因此退出Fluent，回到Workbench。

后处理

91 打开Result cell

92 打开CFD-Post

93 创建平面，保持默认的命名Plane 1。

94 此处设置XY平面，点击apply。

95 创建云图，保持默认的命名Contour 1。

96 Locations选择Plane 1，variable选择velocity，点击apply，生成速度云图如下。

97 创建速度矢量图，保持默认的命名Vector 1。

98 Locations选择Plane 1。为避免上一步中云图及Plane 1背景的影响，取消勾选模型树中Contour 1和Plane 1的复选框，生成速度矢量图如下。

99 退出CFD-Post，回到Workbench。

保存文件为modelwbpj，关闭Workbench

用于预测高精度流场的模态系数。迁移得到的特征可以作为新的多精度模型输入，用于预测高精度流场的模态系数，进而重构流场。重构就是通过调整程序代码改善软件的质量、性能，使其程序的设计模式和架构更趋合理，提高软件的扩展性和维护性。

流畅的意思：

1、流利;通畅。

写得丰富多彩,妙趣横生,而且笔调流畅

2、 很通顺。

文笔流畅。

流利通畅；顺畅。《宋书·徐湛之传》：“ 湛之 善於尺牍，音辞流畅。” 宋 陆游 《老学庵笔记》卷二：“﹝ 张珙 ﹞自言夙兴必拜数十，老人血气多滞，拜则支体屈伸，气血流畅，可终身无手足之疾。” 孙犁 《澹定集·读作品记（四）》：“ 宗璞 的文字，明朗而有含蓄，流畅而有馀韵，于细腻之中，注意调节。

一、地下水的补给、径流、排泄

疏勒河流域各水文地质盆地地下水运动总趋势与河流流向一致。随着主要含水层导水性从河流上游到下游变弱，地下水交替也逐渐由入渗—径流过渡为入渗—蒸发。

中游玉门-踏盆地山麓地带的山前洪积扇区，堆积物松散，颗粒粗大，河渠水大量入渗，入渗带地下水呈高水丘状态，且导水性良好，导水系数为3000～5000m2/d，水平径流强烈，水力坡度3‰～7‰。地下水从昌马洪积扇顶向北径流至扇缘细土带，导水性减弱，地势平缓，地下水呈泉水形式大量溢出地表。农业耕种区，灌溉水大量入渗补给地下水，地下水埋藏较浅地段，接受少量降水、凝结水入渗的同时大量的蒸发蒸腾、人工开采与泉水共同构成地下水排泄。在扇前大致在五家滩—饮马农场一带存在地下水分水岭，东部地下水向东北径流入花海盆地，西部向双塔、踏实径流。

昌马洪积扇前兔葫芦以西地下水向西径流，水力坡度降至25‰～4‰，导水性减弱，蒸发为主要排泄方式，泉水多以孤立承压泉形式溢出。西部榆林河洪积扇接受河水、渠水及南截山沟谷洪水潜流补给，向北、北东径流与西向径流地下水汇合，大部分在水位浅埋区消耗于蒸发蒸腾，少量呈泉水形式汇入芦草沟穿过北截山，在安西-敦煌盆地东部百旗堡滩渗漏殆尽。

花海盆地地下水主要接受西部北石河、南部石油河、东部断山口河等河渠水及灌区灌溉入渗，地下水从西南东向干海子汇流，水力坡度25‰～3‰，灌区为主要开采区，下游区径流渐弱，蒸发蒸腾成为其主要排泄途径。

安西-敦煌盆地东部双塔灌区，地下水主要接受双塔水库入河道与渠系水入渗、田间入渗补给，地下水向西径流，在安西县东部导水系数为1000～2000m2/d，水力坡度为2‰～32‰，向下游径流渐弱，水力坡度渐变为08‰～15‰。地下水浅埋区蒸发蒸腾与农业灌溉区人工开采为主要排泄方式。盆地南部党河洪积扇接受党河水库下泄入河道渠系水入渗补给，导水系数为3000～4000m2/d，径流强劲，向扇缘径流。东北至党河灌区，灌溉水入渗补给地下水，同时，人工开采与地下水浅埋区蒸发蒸腾为主要排泄，地下径流与东部地下径流汇合向西径流，逐渐减弱。盆地西南部卡拉塔什塔格山前洪积扇接受崔木土沟、多坝沟等的少量洪水入渗，向西北径流至下游尾闾区。此间主要以后坑-湾窑自然保护区湿地与疏勒河河道两侧地下水浅埋区蒸发蒸腾排泄为主，且垂直交替强烈。

2004年利用实际调查的水位统测资料编绘的地下水等水位线图（图4-3）反映了地下水流场分布状况。

图4-3 疏勒河流域各盆地地下水流场图

二、地下水流场特征及变化

流域绿洲细土平原一般有两个含水层，较深的为厚层中、上更新统砾石层中的承压水，浅部为细土层中的潜水。前者为南部洪积扇戈壁平原砾石层潜水在细土层覆盖的条件下转化而成。后者主要来源是下部承压水顶托渗流。两含水层之间无良好隔水层，亦可视为一个渗透性差别较大的双层介质的含水层。

承压水含水层厚度据钻探及物探资料一般为20～90m，埋深一般为5～20m，水头一般高出顶板3～10m，局部达10～15m，高出潜水位04～10m，距地表一般为1～3m，黄花农场南滩一带承压水自流。承压水运动方向和流场形态与潜水基本一致，流域内地下水流向大致与补给河流流向一致。

玉门-踏实盆地昌马洪积扇地下水大致以五家滩为界，南部为补给区，等水头线表现为向南倾斜，表明表层水向深部运移，细土平原区等水头线向北倾斜，区域地下水向浅部和地表运移。五家滩至疏勒河间，等水头线密集，正是前缘地下水受阻，在较短的距离内大量排泄，形成泉沟（图4-4）。榆林河洪积扇及其前缘地下水运动也类同于昌马洪积扇及其前缘，只是规模较小而已。

安西-敦煌盆地东部疏勒干三角洲带，地下水力坡度自东向西渐小，径流变缓，大致以安西县城为界，东段为区域较强补给区，水头向上游倾斜，以西补给量少，进入区域排泄带。并随着含水层间粘性土层厚度增大，层位稳定，西部下层水水头相对较高，水力坡度减小，反映了蒸发盆地的特点（图4-5）。南部党河洪积扇区，从南向北水力坡度渐小，地层颗粒渐细，至扇缘径流与东部向西的径流汇集，在伊塘湖一带径流滞缓，水头壅高，形成湖沼湿地，地下径流向西，卡拉塔什塔格山前径流由南向北汇入，使径流方向转向西北，直至库姆塔格沙漠。

花海盆地西北径流沿北石河流向干海子方向，南部石油河洪积扇及宽滩山北麓地下径流向深部及下游运移，至盆地中下游，地下水向浅部及地表运移并流向干海子汇集。

图4-4 玉门-踏实盆地地下水等水头线示意剖面图

图4-5 安西盆地地下水等水头线剖面

流域各盆地五十年来潜水水位波动较大，特别是昌马、党河洪积扇中上部水位下降最明显，昌马、党河灌区次之。但区域上并未形成大的降落漏斗，流场形态基本未变，径流方向也未发生明显改变，只是存在整体区域上的水位升降。受补给条件、灌溉、开采的影响，潜水水位变化在戈壁区和农灌区表现的比较突出，在细土荒区则相对平缓。承压水相对潜水来说，其动态变化要微弱得多，据H6观测孔资料，该孔潜水水位观测时段内极值差达1120m，而同一孔中承压水水位变幅很小，仅为075m（图4-6）。可以推测，承压水流场除水头梯度有微弱变化外，形态及径流方向不会发生大的改变。另外，在一些开采集中的地区，如党河灌区、昌马灌区布隆吉-河东等地，大量的机井止水效果不好，已将上下含水层串通，潜水承压水动态趋于一致，地下水流场或多或少要发生一定的变化。

图4-6 花海盆地H6观测孔承压水与潜水水位图

1地下水流动系统变异特征

在长期的地质历史中，我国北方盆地或平原第四系地下水，自山前倾斜平原向中下游平原，形成了相对稳定的流动系统。根据不同的空间尺度，分为区域地下水流动系统、中间地下水流动系统和局部地下水流动系统。

区域地下水流动系统存在于深部，沿山前平原向下游排泄区流动，其特点是流动缓慢，流程很长，因此，在山前地带地下水水质较好，而随着流程的加长，地下水水质逐渐变差。中间地下水流动系统主要受地表水流域和地质地貌条件的控制，形成了冲洪积扇流动系统、河间流动系统等。在山前地带，地下水接受山区的侧向补给和冲洪积扇的降雨补给后，向下游侧向径流，在冲洪积扇前缘地带形成溢出带；在中部平原，受地表水流域的控制，地下水形成了以河道带为源区，以河间洼地为汇区的中间流动系统。局部地下水流动系统主要受地形和地表水流域、以及人工绿洲的灌溉范围与强度的控制，一般在地形凸起处或河道带接受补给，在地形低洼处排泄，其特点是流速快、流程短、水交替强烈。

人类活动使地下水天然流场受到干扰，区域地下水流动系统和局部地下水流动系统发生了根本性的变化。地下水流动系统变异特征突出表现在：水位大幅度下降，降落漏斗的形成。我国北方盆地和平原由于地下水的强烈开发，区域流动系统的地下水，以深层水位下降漏斗中心为界，被割裂成中间流动系统或局部流动系统，地下水向漏斗中心汇流；区域地下水由向上越流排泄变为接受浅部向下越流补给。中间流动系统由于地下水的开发形成了源汇的逆转，在山前冲洪积扇的前缘，地下水开采导致山前的溢出带下移或消失；在中游平原大量开发深层淡水，使得深层地下水的水位大幅下降，浅层地下水向深层地下水越流，同时，深层地下水位下降，使下游的水流方向倒转，原来的汇区变为源区。局部流动系统则由于区域流动系统和中间流动系统的演变全面解体，形成以开采为主导的新的局部流动系统，区域地下水流动系统以开采强度较大的地下水漏斗区为汇区重新组合。

2地下水流场演变特征与时空差异

近50年来，随着工农业的迅猛发展，中国北方各地区地下水的开采量始终呈上升趋势，导致地下水流场发生一系列的变化，其变化特征表现为：

1）区域地下水位持续下降，水位下降速率2～3m/a，其表现为泉水溢出带下移或消失，地下水漏斗形成，局部水流方向发生变化。

2）地水位降落漏斗不断扩展，漏斗面积逐年增加，区域地下水流被截断，流动方向发生改变，流动模式被严重干扰，含水层之间补排关系发生变化，地下水流系统由区域水流系统向局部水流系统转变。水位降落漏斗的形成与发展大致经历了四个时期：天然流场状态；降落漏斗雏形的形成时期；漏斗的发展时期；漏斗中心水位稳定、漏斗面积扩大期。

3）地下水排泄模式发生变化。水位下降，泉水溢出带下移或消失，使原来以泉排泄、潜水蒸发蒸腾排泄为主的方式向以人工开采为主的排泄方式转变。排泄区由集中分布于中下游区转变为流域的上、中、下游均有分布，人工开采范围和程度呈扩大趋势。

4）区域地下水流系统的渐变—突变过程。20世纪70年代以前，我国北方盆地和平原深层承压水开采量很小，深层承压水通过越流向上顶托补给浅层潜水。70年代以后，地下水的开采量不断增加，地下水位下降，降落漏斗范围逐年扩大，使盆地内第四系地下水系统的水动力场发生根本变化。

综上所述，近50年来，我国北方盆地和平原浅层地下水系统演变趋势是地下水位持续下降，其表现为泉水溢出带下移或消失，承压含水层地下水位降落漏斗形成，局部水流方向发生变化。在空间上，西北内陆干旱区以区域地下水位下降、泉水溢出带下移为特征；华北平原和松嫩平原表现为地下水位快速下降、溢出带消失并且地下水降落漏斗形成并发展为特征；在时间演化特征上，西北内陆干旱区20世纪80年代以前为渐变，90年代初发生突变；而华北平原和松嫩平原表现为 1970年代前为渐变，80年代中期发生突变。

流体加速度为1253，所以这一题选择C。

流场是在一个流场里，速度、压强等都会发生变化。是用欧拉法描述的流体质点运动，其流速、压强等函数定义在时间和空间点坐标场上的流速场、压强场等的统称，某一时刻气流运动的空间分布。

扩展资料：

对于流场特性分析，常涉及到涡的概念。对于流场的涡分析中，涡常包含涡量场和涡旋两个方面，从涡形态上可以认为：涡量场指涡量的空间分布，涡旋指涡量集聚的涡结构，也常用涡指流场流线图中的漩涡形态(比如旋翼涡环形态)。涡量场通常和粘性流动存在着对应关系。

流体粘性应力的大小由应变速率决定，尤其是剪切应变速率的大小。而涡量和应变速率都是由流场的速度梯度造成的，速度梯度越大，应变速率和涡量一般也越大。

涡量常可理解为流体微团绕其中心作刚体旋转的角速度的2倍。但涡量并不代表流体微团表现出旋转，比如边界层中的涡量，主要表现在剪切率上。当流体微团有旋转时，从其物理意义上可以理解为：微团绕其流线轨迹的曲率中心的旋转角速度和绕微团本身中心的旋转角速度的叠加。

一、计算剖面

依据地层出露、空间分布以及钻井资料可建立大乘山-锡矿山剖面。该剖面地质工作程度较高，是湘中盆地南北向横切面的一半，锡矿山向北东盆地边缘的另一半剖面其水动力学体系与该剖面相同。因而，在减少计算工作量的情况下，该剖面可完全用于锡矿山超大型锑矿床成矿过程中区域流体作用的二维模拟。大乘山-锡矿山剖面现代地形为：盆地边缘即大乘山一带，海拔约1255～1514m，平均1380m，盆地内部约400m左右，而锡矿山处于盆地中相对隆起的位置，约824m（史明魁等，1994）。湘中地区平均剥蚀速度为20m/Ma，隆起区的剥蚀速度大于此值，约25m/Ma，盆地内部坳陷区小于此值，约12m/Ma，锡矿山矿区剥蚀速度为14m/Ma（史明魁等，1994）。方解石Sm/Nd同位素定年研究表明，锡矿山的成矿年龄为1563±12Ma（Xiongwei Hu et al，1996）。因而，锡矿山成矿时，湘中盆地的古地形可由现代地形加上剥蚀厚度去恢复。大乘山盆地边缘一带上推36km，锡矿山一带上推201km，盆地内部上推180km。

二、水文地层单元的划分及有限元剖分

根据湘中地区及大乘山—锡矿山剖面上地层出露情况、岩性以及水文特性，可将大乘山—锡矿山剖面从下到上划分为四个水文地层单元（对应于表1-1中的B、C、D、E），如图5-3所示：①为板溪群—寒武系、盆地底部区域含水层（aquifer）；②为奥陶系—志留系，岩性以黑色板岩、板状页岩、泥岩为主，弱含水层（aquitard）；③中泥盆统至上泥盆统锡矿山马牯脑灰岩段，岩性为砂岩、粉砂岩、灰岩、硅化灰岩，含水层；④锡矿山组欧家冲段至下石炭统大塘阶测水段页岩、砂岩、泥灰岩夹煤层，为弱含水层。

应用有限元方法模拟计算流场（温度场）是将连续的流场（温度场）离散成有限数量的水头（温度）结点。因此，这些结点间的距离越小，结点数越多，所得的结果就越接近真实的流场（温度场）。也就是说单元划分得越多，计算结果就越好，但由于受到计算机内存容量及运算速度等因素的限制，在实际计算中应在满足精度的前提下尽量减少单元的个数。根据实际地质情况，在大乘山—锡矿山剖面横向上，0～27km间采取等间距剖分Δx=15km，27～33km间以Δx=10km等间距剖分；纵向上各水文地层单元均采取等间距剖分。共计295个结点，521个三角形单元，如图5-4所示。

图5-3 计算剖面水文地层单元

图5-4 计算剖面网格剖分图

三、模型参数

成矿作用模拟研究的数学模型是由一系列描述流体运动、热迁移、溶质运输及化学反应的方程组加上定解条件及模型参数构成。锡矿山超大型锑矿床成矿过程数值模拟主要是研究重力驱动大规模水流在成矿中的作用，了解矿床形成过程中流体的运移特征以及温度场形态。因而，其数学模型是由第二节所论述的流体流动方程、热迁移方程及状态方程加上定解条件（对于稳态问题为边界条件）和常量参数、各水文地层单元的水文参数组成。

对于大乘山-锡矿山计算剖面，其底部板溪群的下面为冷家溪群。冷家溪群的岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以岩性及水文特征在第一章已有论述，其为隔水层。计算剖面的底部边界以板溪群和冷家溪群间的不整合面（武陵运动）为界，为隔水面。左边界是盆地边缘的隆起区，为一分水岭，右边界为区域性大断裂（城步-冷水江断裂），水文地质资料及大地电磁测深（湖南地质勘探二四六队，1985；中国地质勘查技术院，1990）表明该断裂为一导水不透水断裂。计算剖面的上部边界为潜水面，潜水面的形态与古地貌形态一致。

成矿作用过程中流场、温度场模拟计算的边界条件如表5-1所示。数值模拟中所应用的常量参数如表5-2。各水文地层单元水文参数的选取，取决于该单元岩性组合特征、地层连续性、水文特征。在沉积盆地中，多孔介质（porous media）的特性如水力传导率（渗透系数）、多孔介质的孔隙度，是影响流体运移的重要因素。同一介质其水力传导率变化范围较大，且不同介质其水力传导率（渗透系数）、孔隙度、热传导率各异（图5-5，图5-6，图5-7）。介质的渗透系数值与测量尺度有关（Garven，1985，1986；Garven，et al，1993）。通常情况下，随着测量尺度的增大，介质的渗透系数也增大。图5-8碳酸盐岩渗透系数与测量尺度的关系就说明了这一点。

表5-1 湘中计算剖面数学边界条件

表5-2 数值模拟中的常量参数

根据湘中各时代地层的水文特性、各水文单元的岩石组合特征，计算剖面（图5-3）中各水文单元的水文参数赋值如表5-3所示。

表5-3 模拟计算中各水文地层单元的水文参数取值

图5-5 常见岩石的渗透率及渗透系数

图5-6 不同岩石类型的孔隙度

图5-7 不同岩石介质的热传导率

图5-8 碳酸盐岩渗透率与测量尺度关系

四、流场、温度场的数值模拟结果

由流场数值模拟结果（图5-9）可以看出，来源于大气降水的湘中区域古流体在重力作用下于盆地边缘高地势区（流体补给区）下渗，进入盆地底部的寒武系、震旦系和板溪群，即区域含水层（图5-3）。流体沿着区域含水层向盆地内部即锡矿山位置运移，区域含水层中流体的运移速度在1～8m/a。微量元素分析及开放含硫水热体系水岩淋滤实验研究结果表明（解庆林，1996），湘中的板溪群、震旦系和寒武系中不仅成矿元素（Sb、As、Hg）含量高，而且元素的淋滤率较大，是重要的矿源层。可见，湘中的板溪群、震旦系和寒武系既是区域含水层（图5-3）又是矿源层。古流体场的形态、流体运移速率的大小受盆地几何形态、盆地横向跨度与纵向深度之比、水文地层单元的分布及其水文特性（渗透率、孔隙度等）等因素的影响。从图5-9可以看出，在含水层中流体运移的速率较在弱透水层中大。古流体在沿着区域含水层由盆地边缘向锡矿山位置运移过程中，流体与岩石不断发生水岩相互作用，淋滤、萃取地层中的成矿元素Sb，使得古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。流体运移至锡矿山位置时，受到区域断裂（在锡矿山为F75断层）的导矿作用，流体沿着断裂带上升于有利地质背景（断裂一侧的背斜核部及弱透水层的屏蔽作用）下汇聚、卸载成矿。

图5-9 湘中流场实际平均流速矢量

由温度场的模拟结果（图5-10）可知，锡矿山泥盆纪佘田桥组的温度为240℃左右，这一温度值与包裹体测温所得成矿温度（140～270℃）一致。图5-10还表明，盆地边缘（大乘山一带）地温梯度（35℃/km）小于盆地内部（锡矿山一带）的地温梯度（55℃/km）。湘中古地温场所表现出的这一特征是由重力驱动（或称地形驱动）古流体区域运移，从而引起热量迁移所致。在盆地边缘古流体补给区因冷流体的下渗，使得该区地温梯度下降；而在古流体的排泄区，沿断裂带上升的热流体又引起排泄区地温梯度异常，即地温梯度升高。可见，古流体的运移对古地温场的形态有较大影响。另外，温度场还受到介质热传导率、介质水文特性、盆地形态及盆地底部热流等因素影响。在温度场模拟过程中，依据参数敏感性分析得出湘中盆地底部热流为70mW/m2，这一热流值与死海断裂谷热流（72 mW/m2）（Gvirtzman，et al，1997）和北美大陆内部盆地热流（70～80 mW/m2）（Garven，et al，1993）接近，且高于全球大陆平均热流（602 mW/m2）（王良书等，1989），与盆地成因有关。湘中盆地是一个拉张型断陷盆地，盆地内基底断裂发育。因而，地幔热流对于浅部地壳热流可能会有一定影响。

图5-10 湘中温度场形态特征

五、锡矿山锑矿成矿所需时间及水量估算

根据流体场数值模拟计算结果，在锡矿山成矿处流体的平均流速约为8m/a（图5-9）。平均流速乘上该水文地层单元的有效孔隙度015，可求出流体比流量（或达西流速）为12m3/m2/a。根据湖南有色地质研究所矿床室的科研报告（1993），锡矿山赋矿层段北东向长约8km，厚约250m。在这有限的流体排泄区，每年排泄的流体量为24×109kg。

锡矿山锑矿成矿温度为200～240℃（图5-10）。按平衡常数计算，200℃中性溶液中Sb含量为457（×106），显然高于自然界流体的真实值。设含矿流体中Sb含量为计算值的1%，且流体中Sb皆可沉淀成矿。则在锡矿山矿床就位处每年共可沉淀10986×103kg辉锑矿。

据解庆林（1996）资料，锡矿山锑矿储量约为201×106t。计算得知，要形成锡矿山这一世界超大型锑矿，约需18Ma。所需水量即排泄流体量为532×1018g。

六、流体活动范围估算

前文已经提到锡矿山超大型锑矿床的成矿物质来源于前泥盆系，即板溪群，震旦系，寒武系。成矿流体来源于盆地边缘下渗的大气降水。来源于大气降水的古流体于盆地边缘下渗进入底部区域含水层即矿源层，淋滤、萃取矿源层中的成矿物质，并于盆地内部锡矿山处卸载成矿。那么要形成累计总储量为201×106t的锑矿床需要淋滤多大范围的地层，即流体活动的范围是多大

锡矿山锑矿床成矿过程中流体活动范围可根据下式估算：

湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟

式中：s——流体活动范围（m2）；

di——第i时代地层厚度（m）；

Ci——第i时代地层岩石中Sb的含量（10-6）；

mi——第i时代地层岩石中Sb的易迁移形式（%）；

ni——第i时代地层岩石中Sb的淋滤率（%）；

ρ——岩石质量密度（kg/m3）；

W——锡矿山锑矿总储量（201×106t）；

i——板溪群，震旦系，寒武系，并遵循求和约定。

根据元素存在相态实验（解庆林等，1998），湘中矿源层（板溪群，震旦系，寒武系）岩石中Sb的不同存在形式所占百分数如表5-4所示。由表5-4可知各矿源层不同岩性中Sb元素的易迁移形式（吸附离子形式，硫化物形式和与碳酸盐有关形式）。锡矿山锑矿成矿温度140～275℃，成矿压力200×105Pa。在本次流体活动范围计算中淋滤率ni取200℃，200×105Pa条件下，Sb元素的淋滤率（表5-5）。

表5-4 岩石中Sb不同存在形式所占百分数

表5-5 Sb在各类岩石中的淋滤率

各矿源层厚度可根据前文区域地层中资料确定。计算中板溪群、震旦系、寒武系厚度分别取2800m，3000m，550m。各套地层岩石中Sb含量Ci分别取68×10-6（板溪群）、601×10-6（震旦系）、511×10-6（寒武系）（解庆林，1996南京大学博士论文）。岩石密度均取26×103kg/m3。

将以上数据代入式（5-41），求得流体活动范围为132×102km2，即形成储量为201×106t这一世界超大型锑矿床流体需要淋滤132×102km2的含矿地层。

七、锡矿山锑矿床成因新解

根据以上的计算及分析，可以得出锡矿山锑矿床的形成是区域古流体长距离、大通量运移、卸载、沉淀的结果。来源于大气降水的古流体在盆地边缘高地势区因受重力驱动（地形驱动）而下渗，下渗流体进入区域含水层后沿着含水层由盆地边缘向盆地内部（矿床就位处）运移。在古流体运移过程中，因流体—岩石间不断发生相互作用，古流体逐渐演化为锑矿成矿流体。也就是说锡矿山锑矿床成矿流体来源于30多公里外（图5-9）盆地边缘下渗的大气降水，流体运移主要受到重力驱动。重力驱动区域流体长距离（30km左右）、大范围（132km2）、大通量（24×109kg）运移而形成这一世界超大型矿床。流体运移过程中伴随着热量迁移，从而影响古地温场的形态，使得流体补给区（盆地边缘）地温梯度下降，而流体排泄区地温梯度升高。在盆地内部，因断裂的导矿作用，流体上升，并于有利地质背景下就位、卸载、成矿。

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