有限元数值模拟法基本原理及其在地质构造变形研究中的应用综述

（重庆科技学院石油与天然气工程学院，重庆 401331）

传统的构造解析法是推断地质构造变形演化过程的重要手段，但是由于构造演化的动力学机制可以从不同的侧重点进行分析，且对地质过程的理解也不尽相同，所以传统地质分析方法在研究构造变形机制中存在局限性。物理模型方法虽然能够帮助人们理解构造变形的演化过程，但此方法受到时空限制，不能有效的模拟出地质构造形态的复杂性与岩石物理性质的多样性[1]。随着高性能计算机技术和图形处理的快速发展，数值模拟的计算理论和计算方法已经越来越成熟，在大陆构造变形研究方面，从20世纪60年代的定性研究到后来的半定量甚至定量化研究，数值模拟成为了构造变形研究中新的定量化方法，其应用已涉及岩石圈流变学的模拟，褶皱、断层的模拟，造山带、俯冲带与盆地的模拟等内容。数值模拟方法可以综合利用地质、地球物理、地球化学等方法建立反映时空变化的各种地质模型[2]，尤其适合大陆构造变形和造山带动力学等在空间和时间上跨度很大的领域的研究[3]。

数值模拟是一种计算机模拟分析方法，包括有限元法、有限差分法、边界元法、离散元法等，其中有限元法和有限差分法广泛应用于构造变形数值模拟，两者在特定情况下得到的最终方程是一致的，但有限差分法适用于求解物理不稳定性问题、非线性问题和大变形问题，而有限元法处理时间、步骤较少，应对模拟线性、变形问题效率较高。因此，本文概述了有限元法数值模拟的基本原理和计算过程，列举了构造变形特征数值模拟的相关应用，说明了有限元数值模拟法对构造变形研究的优势，以及此方法在我国大陆构造变形中研究进展。

1 有限元模拟的基本原理

1.1 基本原理

有限元法（FEM）是在三大守恒定律（质量、动量、能量）的基础上建立平衡方程、本构方程和几何方程，将连续的求解域分解为有限个单元的组合体，单元划分越细，越接近于实际的地质情况，计算结果就越精确。有限个单元的组合体中，单元节点量可将单元内部结点的待求量输入到有限元程序（如ANSYS、MARC、ABAQUS、ADINA等）中，采用最小势能或虚位移原理建立结点平衡方程组，通过求解高阶代数方程组，计算每个单元内假设的近似值来表示工区内所有的未知场函数。

有限元划分出的所有单元必须满足一个假设，有限元上的未知方程uci能被通过组合的局部节点uji近似逼近，其中uci是一组基于其节点的近似方程，并且uji必须满足控制方程。未知方程uei和近似方程uji关系的公式如下：

式中：M—有限元的次序；—插值方程。如果上述公式成立，则以下的代数方程可以近似代替初始的控制方程：

其中系数矩阵的定义式为：

1.2 模型的建立

有限元法模型分析过程大致分为：地质模型、力学模型、计算模型三个模型阶段。

1）地质模型

对于构造变形演化的研究，建立地质模型是必不可少的一步；对研究区域进行形态化，重点研究该地区地质构造形态、构造组合持征；将地质、测井、地球物理资料和各种解释成果进行综合分析，利用计算图形技术绘制出三维定量特征值图形，得到相关描述及定量数据，建立概化的地质模型[1]。利用所建立的地质模型和数值模拟的结果；作为分析研究地质构造变形的演化历史、地质构造因素以及构造成因的依据。

2）力学模型

力学模型的建立影响着数值模拟的过程及结果，所以它是构造变形数值模拟的关键。在建立力学模型的时候是将地质模型抽象化，并要考虑平面或者空间模型的选择、材料本构关系及参数大小的选择、地层的划分等[1]。

材料本构关系及参数大小选择要结合其他地质研究方法，涉及岩石圈流变学的纵向和横向分块特性[1]，许多构造变形数值模拟对岩石性质、岩石圈流变学剖面参数是基于不同的构造模式设定的。对大陆变形数值模拟中地质材料及参数确定，以模拟构造应力场的需要为前提；地壳的介质参数对构造应力场和位移场的变化也有至关重要的影响[4]。所以，在进行数值模拟研究构造变形中，要选择合乎大陆岩石层实际状况的力学参数和经过多种多次试验捡验，形成合理经拟合的参数组合[4]。

地层应根据可表征地质体特点进行划分，对所建立的地质模型进行优化并简化。地质构造变形数值模拟涉及大变形非线性和多场耦合问题，具有大量的计算量，优化并简化地层，减少模型层数[1]，也可在模型边界和断层作适当的简化和平滑处理[4]。

不同尺度的地质体和不同的位置有着不同地质演化过程，在进行力学模型建立时应该根据具体的研究对象进行相对应的分析。

3）计算模型

计算模型将抽象的力学模型转化为具体方程并进行求解的过程，涉及数学模型，即方程建立和计算软件的选择与使用。

在软件方面，主要是使用常用的数值模拟软件进行模型数值的计算，通常采用算法较为可靠，计算过程和计算结果处理相对简单的软件，若通用软件无法直接解决现有模型的计算，可自主进行算法设计并研制编写程序，进行相应的数值分析。由于构造变形数值模拟大多是非线性问题，所以要选择恰当的算法[1]。

构造变形等于连续介质变形，连续介质变形的能量来源于作用在该介质上内力和外力的平衡[3]，而这种力与变形有关的关系方程式的描述就需要用到动量方程，描述连续介质在重力场作用下的动量守恒，作用在物体上的合外力的大小等于物体在力作用方向上的动量的变化率。计算模型建立需要利用数学动量方程作为力学模型的转换。

1.3 边界条件的确定

为了对方程解进行约束，有限元法还需定义初始条件和边界条件。边界条件是是控制大尺度构造变形的主要因素，需要板块理论、区域地质研究和GPS测量结果来支撑。掌握岩体计算力学方法，深入区域地质研究，对确定模型边界条件最重要。构造变形模型的边界条件由边界处的区域化应力、位移变量值组成。力学边界有应力边界（即给定物体表面上的面力或集中力）、位移边界（即边界上各点的位移分量）和混合边界（即在一方面为已知的边界力而在另一方面为已知的位移），应力边界条件和位移边界条件尤为重要。

1.3.1 应力边界条件

弹性体内部各点的约束条件在其边界上的延续就是应力边界条件，主要确定方法是公式法。在空间问题中，应力边界条件的求解公式为：

式中：l、m、n——外法线方向分别与x、y、z轴正向夹角的余弦值，x、fyf、zf——面力分别在x、y、z轴上的投影。

平面问题中，公式可简化为：

此外，比较法也是一种有效的方法，在求解过程中，先进行研究对象的力学分析，当选用适当的坐标系时，边界的坐标轴与外法线方向通常平行或垂直，这时只需将微元体“移到”边界附近，并比较微元体的应力分量和边界面的面力分量fx、fy即可确定应力边界条件。

两种方法各有优点，比较法是当边界面与某一坐标轴垂直或平行时的特例，求解应力边界条件既简便正确性又高。当边界面既不平行也不垂直于坐标轴时，只能应用公式法，所以说公式法适用的范围更广泛。但是，处理同一个问题时，两种方法得出的结果是完全相同的。

1.3.2 位移边界条件

构造应力场的位移边界条件具有一般性，为方便描述，以图中模型的边界为例，假设平行于东西方向的y轴两个侧面沿着y轴正方向依次为边界1和边界2；平行于南北方向的x轴两个侧面沿着x轴正方向依次为边界3和边界4[5]。

模拟地质构造力作用的基本因素包括以下4种[6]：自重应力；东西向和南北向水平向均匀挤压构造运动；东西向和南北向垂直平面内竖向均匀剪切变形构造运动；水平面内的均匀剪切变形构造运动。

简化计算模型[5]

不同基本因素下所对应的位移边界条件：

边界1+边界2：

边界3+边界4：

边界1+边界2+边界3+边界4：

式中：n为多项式的最高次数；i为对应于位移u、v、w的第i次多项式，ai、bi、ci为位移模式系数，因为y在边界1和边界2上是常数,所以此边界条件不含有y，其他边界依次类推。

3 构造变形中有限元法的应用

近年来，有限元法等数值模拟方法在构造变形方面，已应用到造山带、俯冲带、盆地、褶皱以及断层的模拟等方面。

3.1 盆地的相关模拟

盆地主要是由于地壳运动形成的。通过地壳运动作用，地下的岩层受到拉伸、挤压形成弯曲或断裂，使部分岩石隆起，部分下降，若下降部分被隆起部分所包围，就形成了盆地的雏形。在构造类型中，以断裂为边界的张性盆地和压性盆地发育较为广泛，其中伸展盆地和前陆盆地与石油、天然气、矿产资源和地震活动有着十分密切的关系。因此，对盆地构造特征的模拟一直是广大学者们研究的重点。

Bott（1997）[7]利用赫弹塑性有限元方法对上地壳中由高角度平面正断层界定的半地堑演化机制进行了模拟，计算了演化各个阶段的应力分布、塑性破裂分布和挠曲剖面，并发现了塑性破裂和有效弹性厚度之间的相互关系。梁海华等（1997）[8]根据地质模型用有限元数值计算方法模拟了古构造应力场和构造变形场，发现挤压作用对盆地各段边界上的方向有细微的变化，盆地的不对称形态以及主应力方向随深度的变化而变化。谭成轩等（1997）[9]运用SuperSAP有限元程序进行三维构造应力场的数值模拟，探索了含油气盆地三维构造应力场数值模拟方法，定量化研究了排烃史和油气运移聚集史，对油田合理注采开发，寻找残余油等均具有重要意义。王喜双等（1997）[10]利用有限元方法对盆地进行了应力场模拟，找出了现代应力场与油气聚集的关系，并以比较地质学思想为基础，推出了地质历史演化中各时期应力场与油气聚集的相互关系，得出了盆地在构造应力场控制下的油气聚集特征。王喜双等（1999）[11]又建立了盆地结构和地层资料三维地质模型，用三维有限单元方法分析出在构造力和重力共同作用下，盆地从浅至深各构造层应力变化的特征。Zhang G.B.等（2000）[12]模拟了上地壳中由高角度平面逆断层界定的非对称盆地演化机制，并对比了正断层界定的半地堑演化机制，模拟了拉张半地堑和非对称压性盆地两者的挠曲剖面在不同时期的演化过程。张贵宾等（2000）[13]又利用粘弹塑构造模拟软件包对盆地的动力学演化进行模拟，得出塑性变形使得有效弹性厚度减小，盆地宽度和极限深度受到上地壳层厚度和沉积物密度两个因素所控制。罗晓容（2000）[14]应用数值模型方法研究异常流体压力机制及演化过程，得出地温梯度的增加使得地层压力变小，地层渗透率越低，有机质裂解生成气态烃的增压效应不一定越显著。李铁飞等（2013）[15]以沉积环境为基础，通过有限元法建立了盆地充填过程的数值模型，研究了沉积环境对沉积物物理参数的影响。

3.2 造山带的相关模拟

造山带是由岩石圈剧烈构造运动所造成的狭长构造变形带，往往在地表形成线状相对隆起的山脉。造山带是岩石圈中最活跃的地带，也是岩石圈与软流圈、地壳与地幔之间大规模物质与能量的交换地带。因此，造山带是了解地球深部与浅表地壳构造关系最好的场所，对造山带的研究是现今构造变形中数值模拟研究的核心问题之一。

Willett等（1994）[16]利用有限元方法进行模拟，表明岩石圈地幔并非与地壳一起变形，并认为继印度板块向北碰撞以后，亚洲岩石圈地幔开始向南的俯冲并伴以向北的后退。Willett（1999）[17]又利用有限元方法对在挤压造山环境下出现拉张特征与不同流变学性质之间的关系做了系统的研究。曾佐勋等（2001）[18]通过对非连续介质大变形有限元数值模拟，为喜马拉雅造山带楔状挤出模式、东阿尔卑斯三维管状挤出模式、西秦岭和东松潘-甘孜复合造山体的三维滑脱挤出模式等提供了力学依据。何建坤等（2002）[19]应用不可压缩非牛顿粘性流体的本构关系和二维有限元法，在造山带同挤压期对下地壳流变与上地壳构造伸展作用的动力学关系进行了研究，探讨了造山带下地壳在特定边界条件下的黏性流变，以及对上地壳动力学演化的制约，结果表明，在侧向挤压作用下，地壳不同圈层岩石的粘性流变的分布范围和运动学方式既受时间的影响，还受地壳厚度转变带形态的制约。Mclellan等（2006）[20]基于裂谷和沉陷模式进行模拟，推出变形、流体流动、热平流全耦合的盆地过程及它们对流体流动的影响，并且与由结构造成的流体流动效果进行了比较。王洪亮等（2001）[21]基于非牛顿流体近似的有效黏度模型数值模拟了岩石圈拆沉的过程，分析了岩石圈的黏度结构对岩石圈拆沉作用的影响，得出下地壳对地壳与岩石圈地幔的耦合程度起控制作用，且对拆沉作用的过程和形态有很大的影响。胡秋媛等（2015）[22]运用基于有限元方法进行了三维构造应力场数值模拟，得出了伸展构造演化对坳陷区油气的聚集及隆起区金属矿产的富集具有重要的控制作用。

3.3 俯冲带的相关模拟

俯冲带指在大洋板块俯冲于大陆板块之下的构造带，是发生在板块汇聚边缘主要部分，作为地球物质发生循环的重要场所，俯冲带的相关研究一直以来都受到国内外地质学家的高度重视（张继等，2015）[23]。

在不同运动学参数和热参数的条件下，臧绍先等（1994）[24]使用有限元法和准动力学模型计算并得出了俯冲带的温度、密度分布，结合负浮力对板块形成等效应力的影响，发现在板块俯冲的过程中负浮力和等效应力均是变化的。

石耀霖等（1998）[25]通过使用有限元法模拟计算了活动海岭俯冲的热演化过程，分析了周围地区地形的变化，还合理解释了在板块俯冲过程中所产生的火山活动间断现象。Devaux等（2000）[26]利用橄榄石—尖晶石相变动力学的计算结果，通过使用二维弹性和粘弹性有限元法，模拟了亚稳态橄榄石楔存在时俯冲板块深部的各种应力，发现由相变产生的应力远远大于由密度引起的浮力所产生的应力热应力。刘亚静等（2002）[27]基于俯冲带流变结构模型基础，运用粘弹性平面有限元法，主要对俯冲带的构造应力场特征进行数值模拟，认为若存在橄榄石—尖晶石相变过渡区的粘度比上部橄榄石及下部尖晶石区域粘度更低的情况，则此粘度结构只使相变过渡区附近的最大剪应力降低，而对应力分布的整体图像不会产生影响。姜辉（2012）[28]结合地震资料和物理观测数据，建立了关于俯冲带在岩石圈有无弯折的四个模型，使用有限元法模拟了俯冲带地震粘滑失稳过程，重点研究分析了俯冲带几何形态变化对其粘滑事件发生的影响。

3.4 断层的相关模拟

断层是一种在地壳中广泛发育的地质现象，是指当岩体受到构造应力作用后形成不连续的破裂面，并沿此破裂面发生了明显位移的构造。关于断层性质，前人利用有限元法做了大量研究。

唐湘蓉等（2005）[29]从裂缝形成的古构造应力场出发，利用连续介质有限元数值模拟法和岩石破裂准则，对某古潜山储层裂缝的方位、密度分布进行研究，成功地预测了该研究区内裂逢发育带的宏观平面分布。沈海超等（2007）[30]使用有限元法对断层区块进行了模拟，研究了影响断层附近地应力场的敏感因素，由于断层及其附近应力的变化比较复杂，高应力集中区主要在断层端部和几何形态的拐点处，通过模型的建立和分析，结果表示这些敏感因素对断层附近的应力场都有明显的影响，只是各个因素的影响程度不同。程远方等（2008）[31]采用有限元约束优化反演法对断块的三维应力场进行了模拟，主要探讨了断层对地应力场的影响，研究结果表明了邻近断层、扰乱程度、断层的几何尺寸和距离断层的远近等是断层附近的地应力分布主要影响因素。孙礼健等（2009）[32]用有限元方法模拟研究断层构造对地应力场分布以及断层端部的影响，发现了断层规模、几何形态、弹性模量、岩体、断层走向与区域最大水平主应力的夹角、边界应力比等因素对断层端部以及附近应力场分布有着不同程度的影响。白玉柱等（2013）[33]以对逆断层发生逆冲构造运动时造成的变形以及相应的应力场分布建立了有限元数值模型，模拟得出了由断层错动形成的地表的变形以及相应的应力分量场的变化情况。袁杰等（2014）[34]为了研究断层自发破裂的动力过程，利用有限元法对此过程进行了动态数值模拟，发现经典的滑移弱化摩擦关系并不能产生“脉冲型”破裂模式，但如果用改进过后的摩擦关系则能产生此模式。

3.5 褶皱的相关模拟

褶皱是指在构造运动的作用下，岩层受力而发生弯曲，并发生一系列波状的弯曲变形。作为地质界重要的地质现象之一，褶皱的形成原理和产生机制是科学家们一直以来所重点研究的内容。在关于褶皱的众多研究中，为人所知的观点主要有两种。第一种观点是主波长理论，即在受力作用后岩层力学性质发生变化，并控制最终褶皱的波长，第二种观点是褶皱最终的形态特点决定于其岩层的最初始几何特征（龚纪文等，2002）[35]。

Zhang Y等（1996）[36]从岩层的力学性质及初始几何形态对褶皱进行分析研究，模拟岩层受力变形后形态的变化，以及褶皱最后的波长，并补充了对主波长的见解，认为地层的褶皱在“无限小”初始扰动下，褶皱的最终决定形态及波长不仅取决于岩层厚度，还由岩层的力学性质所共同决定，在褶皱“无限小”初始扰动下，褶皱的最终形态则会受其影响。Zhang Y等（2000）[37]在利用有限元法建立褶皱数值模型后，发现对结果产生较大影响的因素为应变速率，比奥理论认为是层间黏性差异产生的不稳定现象即为褶皱，但该传统理论方法不适用于黏性差异极小的情况。杨玉山等（2006）[38]建立了关于褶皱变形应力场的模型，使用有限元法模拟了变形应力场对同生断裂的控制作用，模拟结果发现裂隙的延伸方向与剪应力大小不存在直接的联系，主要受剪切应力方向控制。Sanz等（2008）[39]通过有限元法研究了层面变形过程中的滑动，选取具有代表性的3层地层作为研究，对不同岩层厚度进行处理，将不同岩层力学性质组合，模拟了40种条件下的二维平面应变，研究了岩层各种性质对褶皱形成的影响。为了研究煤层褶皱构造形成演化的应力场分布，付京斌（2010）[40]利用有限元法建立了模型，模拟了在构造作用下煤层褶皱的形成过程，模拟结果发现含向斜结构煤层两翼的应力低于轴部应力，含背斜煤层两翼应力高于轴部应力。

4 有限元法在我国大陆构造变形中的应用

有限元法广泛应用于大尺度构造变形数值模拟中，且多集中在构造演化过程。由于青藏高原在构造演化中的独特性，以及有限元法在研究构造变形演化机制方面的优越性，使得有限元法广泛应用于青藏高原的研究中，同时青藏高原也是世界上应用有限元法最多的区域之一。在现今青藏高原运动学、动力学和构造变形机制方面，国内专家学者应用有限元法取得了一定的研究成果。郑勇等（2007）[41]运用有限元法，在GPS测量结果作为边界条件下探讨了断层的存在与否对青藏高原现代运动场分布的影响，研究表明断层的滑移运动增强了青藏高原东西两侧的拉张趋势，加大了青藏高原始物质东移的速度，改变了柴达木盆地和塔里木的运动状态，充分说明了在研究青藏高原动力学机制中，断层作用是不可忽视的因素。张东宁等（1994）[42]建立了青藏高原三维弹－粘性有限单元模型，模拟了由地震震源机制解和地质调查资料推断的高原岩石圈的构造应力状态和岩石圈物质的运动特征。得出了青藏高原物质目前存在被向东挤出的水平运动，可能导致青藏高原北部及东部地区的现代左旋走滑断层。邓宗策等（1990）[43]建立了青藏高原总体构造走向的南北向直立剖面的有限元模型，对成分层和有限单元进行了划分。对此模型进行弹性材料的计算模拟和分析，得出了青藏高原受印度板块向北运动挤压、高原北部岩石圈阻碍、软流圈拖曳、重力及其均衡调整作用、地壳和上地幔结构构造的影响，其现今的地壳和上地慢是经过长期地质历史演化的结果。傅容珊等（2000）[44]用模拟了青藏高原的挤压隆升演化过程，剥蚀修正了数值模拟的隆升过程，结果发现由挤压模型所产生的地形和青藏高原及其邻区的地形的吻合性。同时也发现了挤压隆升过程受岩石层的力学特性、边界条件以及剥蚀作用等因素的制约，高原隆升都是不均匀的演化过程。李岩峰等（2004）[45]利用黏弹性有限元法，模拟研究了青藏高原西、东剖面的地壳均衡和岩石圈根拖曳的构造应力机制，结果表明青藏高原西部岩石圈根的向下拖曳是造山水平挤压力的主要来源，印度板块向北挤压为次要因素；而青藏高原东部岩石圈根向下拖曳则不是硬上地壳中挤压造山的主要力源，反映了高原内部造山演化的西、东分异特征。

此外，国内专家学者在川滇地区、大巴山弧形构造带、华北盆地、喜马拉雅造山带等区域的构造变形数值模拟中也有相应的研究成果。

杨光宇（1985）[46]采用平面问题的有限元法，参考了近十年四川及云南跨断层短基线的测量资料以及查阅43个地震机制的结果，对川滇地区强震活动与构造应力场的关系作了初步研究，并推演出川滇地区可能发生地震的危险地段。陈连旺等（2008）[47]建立了川滇地区三维非线性有限元模型并进行分析，研究表明：龙门山断裂带应力状态在汶川地震发生后的变化特征；汶川地震余震的序列空间分布特征及其对震源机制类型的力学解释；汶川地震引发的川滇地区加载效应。陈祖安等（2009）[48]用三维流变非连续有限元法，在青藏高原、龙门山断裂带及邻区三维构造块体的背景下结合GPS 资料，计算出研究区边界断层上表征剪应力及法向应力，其结果显示了汶川大地震的孕育发生机理，并对川滇地区的地震危险性提供了有力的参考依据。

华北盆地多年来陆续发生过多次破坏性大地震，柳畅等（2012）[49]建立了华北盆地岩石圈三维黏弹性有限元模型，分析了地壳分层流变性质和地壳结构对地壳应力积累的影响。结果表明，华北盆地莫霍面的隆起与黏滞系数是本区域地震孕育的重要因素，莫霍面隆起处因构造挤压的持续作用产生了明显应力集中现象，揭示了华北地壳从脆性的岩石圈上地壳逐渐变成韧性的岩石圈上地幔的分层流变结构。

大巴山弧形构造位于秦岭造山带的南缘，它的形成机制历来是研究的热点。在前人的应力场反演工作成果上，王瑞瑞等（2013）[50]运用数值模拟的方法，模拟出大巴山主造山期的位移场和应力场，结果表明大巴山弧形构造由三个主要因素控制而形成：早期伸展背景下形成的弧形断裂边界；前缘两侧隆起的砥柱作用；底部滑脱作用。武红岭等（2009）[51]采用非线性有限元法，通过大巴山前陆构造带应力场、位移场和形变场流变学特征，研究了叠加褶皱的复合形式和联合弧的形态特征。结果表明，大巴山弧形构造带从西到东的早晚两期褶皱大致有构造横跨叠加、斜跨叠加和共轴叠加3种基本相干形式；北东向区域应力的驱动和东西两个基底构造结的存在是大巴山弧形构造带形成的主要因素。

在喜马拉雅造山带研究中，曾佐勋等（2001）[18]采用非连续介质大变形有限元法，结合前人工作的成果，模拟了高喜马拉雅结晶地体的垂向挤出、东阿尔卑斯三维管状挤出和陕甘川邻接区复合造山体的三维滑脱挤出，提出了东阿尔卑斯三维管状挤出模式。

5 存在问题及发展趋势

近年来，有限元法等数值模拟方法在地质学上应用越来越广。但有限元法在地质上所模拟的构造变形仍存在一些问题：要把所研究的地质对象进行离散化，涉及到复杂的计算和地质分析，对地质工作研究来说，是一个较大的难题；要进行大尺度构造变形的模拟，常遇到非线性问题，故很容易发生收敛困难而使计算中断；任何构造变形的模拟试验，其条件均不可能与自然界完全一致，会存在一定的干扰因素，因而模拟结果常出现异常[1]。

随着数值模拟理论的不断发展和计算机技术的日益成熟，有限元法能够更加广泛的应用于地震预测科学和构造应力场分析中去：有限元法有较强的适应性，能够适用于地震动力过程和各种构造地质过程的模拟，有利于研究者进行扩展研究[52]；在地质资料的不断充实的情况下，有限元法能够更加真实的反映各种地质构造的变化，使模拟结果的精度有一定提升；随着计算方法的不断完善，需要花在计算上的时间会大大减少，为地质研究人员节省了人力、物力。

有限元法是一种综合分析方法，和其他使用方法一样，未来的发展会使其变得更加高效、简单，以后在遇到大型复杂的地质问题时，有限元法能得到更好的应用。