反演化學具體是怎麼操作的

㈠ 結構化學中有哪些對稱元素一重反軸 二重反軸是怎麼操作的呢

結構化學在分子對稱性與晶體學基礎兩部分都討論過對稱元素。

分子對稱性中的對稱元素有：旋轉軸、反映面（對稱面）、對稱中心與反軸（旋轉反演）。

晶體學基礎里有宏觀對稱元素與微觀對稱元素。宏觀對稱元素與分子對稱性類似，但由於晶體周期性重復規律的限制沒有5重及六重以上對稱軸，減少了不少；微觀對稱元素除上述宏觀對稱元素之外再加上點陣、螺旋軸與滑移面。

一重反軸的操作為兩個動作：旋轉360度再反演一次，旋轉720度再反演兩次；二重反軸的操作為兩個動作：旋轉180度再反演一次，旋轉360度再反演兩次.

㈡ 晶體化學里什麼是反演，回轉反演軸是什麼意思

晶體旋轉反伸軸（rotoinversion axirotoinversion axis）s）又稱倒轉軸或反演軸(inver sion axis)。是一種復合的對稱要素。相應的幾何要素是一個假想的定點與通過此點的一根假想直線兩者的組合。當物體或圖形繞此直線旋轉一定的角度後,緊接著再藉助於此假想點的倒反(也可以先倒反再旋轉),其最後結果可使各相同部分發生重復。類似於對稱軸,旋轉反伸軸也有一定的軸次和基轉角,且同樣不能存在5次和高於6次的旋轉反伸軸。通常用符號Lin表示。晶體中可能存在的旋轉反伸軸及其符號如下表。旋轉反伸軸軸次(n)n=1,2,3,4,6基轉角(α)a=360°180°120°90°60°習慣符號(Lin)Li1、Li2、Li3、Li4、Li6。除了Li4之外，其餘各種旋轉反伸軸都可以用其他簡單的對稱要素（P對稱面、L對稱軸、C對稱中心）或它們的組合來代替，其關系是：Li1=C; Li2=P; Li3=L3+C; Li6=L3+p⊥。鑒於以上的代替關系，對旋轉反伸軸通常只保留Li4、Li6，其他旋轉反伸軸都用簡單對稱要素來代替。保留Li4是以為它不能被其他簡單對稱要素代替，保留Li6是因為它在晶體的對稱分類中有特殊意義。值得指出的是，在晶體或晶體模型上有Li4的地方往往表現出L2的特點，導致誤認為是L2。可以認為：L2是包含在L4中的。

㈢ 晶體化學里什麼是反演，回轉反演軸是什麼意思

旋轉反伸軸。假象直線，晶體繞此直線旋轉一定角度，在通過上一點反伸，可使晶體復原。

結構化學在分子對稱性與晶體學基礎兩部分都討論過對稱元素。 分子對稱性中的對稱元素有：旋轉軸、反映面（對稱面）、對稱中心與反軸（旋轉反演）。

CH4里沒有C4軸也沒有i，把CH4放到一個正方形中，4個氫對應正方形4個角，從正方形上頂面中心穿過下底面中心有一軸，繞此軸轉C4的四分之一，在進行i操作，才得到原分子，這等於I4操作，也就是說它不像I3那樣是簡單的Cn操作與i操作相加，也不像I6（I6可看作是C3與σh組合）。

(3)反演化學具體是怎麼操作的擴展閱讀：

相應的幾何要素是一個假想的定點與通過此點的一根假想直線兩者的組合。當物體或圖形繞此直線旋轉一定的角度後，緊接著再藉助於此假想點的倒反(也可以先倒反再旋轉)，其最後結果可使各相同部分發生重復。

類似於對稱軸，旋轉反伸軸也有一定的軸次和基轉角，且同樣不能存在5次和高於6次的旋轉反伸軸。通常用符號Lin表示。

㈣ 反演變質作用PTt軌跡的原則和方法

確定變質作用 PTt 軌跡有兩種途徑。

一種是熱模擬的方法，稱為正演。此法引用一些基本的熱參數，如熱導率和生熱量等的估計值，按一定構造環境下岩石物性和構造作用的運動學模式來模擬計算其可能的各種PTt 軌跡樣式。早期都是一維模擬，只考慮熱流由深部上升，近來已發展為二維和三維模擬，同時還由熱傳導模型進入到同時考慮熱對流和熱擴散作用，因為它們在地殼中流體環流和岩漿侵入過程起重要作用。雖然這些改進使模擬過程更接近於自然界實際情況，但設定條件越復雜帶來運算的極大復雜化和結果更具多解性，這方面仍有待改進，由於篇幅所限，本書不進行這方面的討論。

目前岩石學中運用最廣的是通過變質岩石學和礦物學研究來反演其 PTt 軌跡。此法的基本程序是在查明區域變質地質特徵和各種地質事件時間序列的基礎上，根據變質岩中的礦物共生和轉變關系確定變質作用全過程中各階段形成的平衡共生組合，然後依據有關變質反應實驗數據和各種地質溫壓計確定各階段的溫壓條件，再在 P － T 圖上根據這些 PT點的合理分析來構築 PTt 軌跡 ( 圖 23 －2) 。

圖 23 －2 通過構造作用達不同最大深度的岩石

一、變質結晶 －變形序列的建立

一次變質事件過程中常有多幕變形作用和變質結晶作用，前者形成多期片理，後者則形成多世代的礦物組合。查明兩者在時間上的各種復雜關系，建立變質事件全過程的變質結晶 － 變形序列是構築 PTt 軌跡的基礎。首先，應通過野外和室內研究，根據各期片理的彼此疊加和置換關系，確定變形期次和樣式及其時序，再以此為參考坐標確立各種礦物的生成順序和共生關系。另一方面，反映各種礦物之間轉變關系的結構構造 ( 如反應殘留結構、反應邊結構、假象結構和礦物彼此穿切關系等) ，也是確定彼此先後關系和變質反應性質的重要根據。變質作用過程一般至少可分三大階段，即進變質、變質 ( 溫度) 高峰期和峰期後退變質階段。

1. 變質高峰期礦物組合及峰期平衡化學成分的確定

該階段變質岩中重結晶和重組合作用一般較徹底，所以其現有礦物成分主要是反映該階段的平衡組合，但也可有進變質階段組合的殘留和峰期後退變質礦物的存在，它們均應剔除。研究表明，變質岩中礦物的形成有復雜的歷程，峰期平衡組合是指特定岩石的組分系統，在峰期溫壓條件下，以穩定平衡狀態開始形成，或繼續生長，或達到新平衡的礦物相共生體，而不考慮某一礦物何時開始生長及其化學成分演化歷史等因素。

當岩石系統在變質高峰期達到化學平衡時，同種礦物不同晶體及同一晶體內部化學成分應基本一致，它們反映平衡化學成分。但有時它們並不一致，甚至有較大差別，這是由於某些礦物開始形成於峰期前，且升溫後其化學成分又未能在新的峰期溫壓條件徹底調整，此時只有晶體最邊緣的化學成分代表峰期平衡成分。還有一些峰期平衡成分在峰期後退變質過程中已部分被改造，使晶體內出現擴散環帶等構造，此時只有粗大晶體核部才能保持峰期平衡成分。因此，必須通過礦物及其晶體微區化學成分詳細研究來查明其峰期平衡化學成分，因為只有根據後者才能獲得可靠的峰期溫壓條件。

2. 進變質階段礦物組合的確定

在中低溫變質岩中，峰期之前的進變階段所成礦物能較普遍保存，其共生關系也易於確定，而在中高溫變質岩中它們通常經峰期較徹底重結晶而基本消失。但經詳細野外和室內顯微鏡下研究，有時仍可發現少量殘留的進變質階段礦物。近年不少研究者特別重視在峰期形成的粗大石榴子石、輝石等變斑晶中尋找因被包裹而殘留下來的早期變質礦物。如常見麻粒岩相變質峰期石榴子石中可含有早期的細鱗片狀綠色黑雲母和石英，有些地區它們的峰期變斑晶由中心向邊緣依次出現 Ky→Ky + St→St + Sil 等包體，這反映進變質過程的礦物變化順序。還有些麻粒岩的峰期輝石晶體中包有早期的角閃石和斜長石包體。但在研究過程中要特別注意這些呈包體的礦物的多成因，有時它們可以是晚期通過交代方式所成。此外，有時被包裹的雖屬早期礦物，但其化學成分已在峰期溫壓條件下經過了不同程度的改造，所以用它們來估算進變質階段溫壓條件必須嚴格檢查和選擇。

3. 峰期後礦物變化特徵的識別

中高溫變質岩中，峰期後較早階段的礦物變化較常見。如基性麻粒岩中石榴子石轉變為蠕蟲狀 Cpx + Pl，變質泥質岩中石榴子石以各種方式變為堇青石等，它們常成冠狀體或後成合晶出現。石榴子石、黑雲母、輝石、角閃石等礦物在降溫過程發育擴散環帶現象也較普遍。此外，如斜方輝石中析出條紋狀透輝石，單斜輝石中析出石榴子石等出溶結構也不罕見，它們一般易於識別。峰期後較晚階段的低溫退變質作用常形成絹雲母、綠泥石、簾石、陽起石等一系列低溫礦物。它們在中高溫和較低溫變質岩中都較常見，其晚期疊加現象很明顯，並常和構造變形帶有關。

通過這些研究，不僅可以確定變質作用全過程各階段的平衡共生組合及其與變形幕之間的關系，還可同時查明各種組合之間存在的變質反應性質，從而建立較完整的變質 － 變形序列。表 23 －1 為根據膠北荊山群古元古代變形和變質作用研究結果所建立的這種序列( 盧良兆等，1996) 。

二、變質作用各階段溫度和壓力條件的確定

各階段變質結晶作用的溫度和壓力條件可通過以下各種途徑來確定。首先可根據有關變質反應的實驗資料來判斷特定共生組合能穩定存在的溫壓區間。如一個地區的變質高峰期平衡組合為 St + Ms + Bi + Q，既未出現矽線石，也無富鐵綠泥石或硬綠泥石，這說明Ms + Q→Sil + Kf + H₂O 這一反應 ( 圖 21 － 6，曲線瑏瑩; 圖 22 － 3，曲線 13) 尚未出現，而另一反應 Chl + Ms→St + Bi + Q + H₂O ( 圖 21 － 6 曲線瑏A和圖 22 － 3 曲線 6) ，則已完成。因此其溫度應在 550 ～ 640℃ 之間，壓力則應 ＞ 0. 5GPa。再如在 FeO/( MgO + FeO) ≈0. 6的泥質岩中，Alm + Crd + Sil + Q 共存，由圖 21 －5 可知當時壓力應在 0. 5 ～0. 7GPa。但應指出，實驗研究時系統的組分往往不如自然界實際情況復雜，而且許多變質反應都存在滑動平衡，尤其是涉及 Fe － Mg 固液體的反應，常隨礦物中 FeO/MgO 比值的不同其平衡溫度也有較大差別，因此根據變質反應推定的溫壓條件一般只為半定量性質，通常都需進一步進行地質溫壓計估算 ( 詳見前文) 。

表 23 －1 膠北古元古代荊山群孔茲岩系變質結晶 － 變形演化

圖 23 －3 流體包裹體中 CO2的均一溫度 ( Th) 與其密度 ( ρ) 之間的關系

Spear et al. ( 1983) 還建立了根據石榴子石變斑晶的成分環帶，以微分熱力學的方法來確定它所反映的溫壓相對變化，稱為相對地質溫度計。此外估算變質作用溫壓條件的另一途徑是礦物中流體包裹體的顯微測溫。特定組分的流體由 ( 氣 + 液) 兩相轉變為 ( 氣或液) 單相時的溫度稱為均一溫度 ( Th) ，由後者可獲得該流體相的密度 ( ρ) 。再在其等容線的 P － T 圖解上，如果有獨立的溫度資料，即可求得包裹體封閉時的壓力。反之，有獨立的壓力資料，也可求得它們封閉時的溫度。例如某一純 CO2的包裹體，當冷卻到 －80 ～ － 100℃ 以下時必凝結成固相，再緩慢升溫到 － 36. 5℃ 左右時轉變成 ( 液 + 氣) 兩相，如當再升溫到 +16℃時，氣相消失在液相之中，成為單相，則其向液相的均一溫度Th( L) = +16℃，由圖 23 －3，即可得流體的密度 ρ≈0. 8g/cm3。如果由地質溫度計得知當時溫度 T =800℃，則由圖 23 －4 可知當時壓力 P =0. 35GPa 左右。但困難在於常常是幾種組分的流體相混溶在一起，或同時分別存在，這將對均一溫度有不同程度的影響。所以實際研究中還必須解決一系列技術方法問題，有時所得結果有一定的不確定性。總之，以上各種確定溫壓條件的方法必須結合具體情況綜合運用，以達互相驗證的目的。

圖 23 －4 CO2等容線 P － T 圖解 ( 密度范圍 0. 20 ～1. 25g/cm3)( 據 Swanenberg，1980)

三、變質作用演化過程時間的確定

過去一般文獻中只討論一個變質地帶的原岩形成年齡和變質年齡，但若以目前變質作用動態演化的觀點來看，後者的含義很不明確。因為一個變質事件常延續幾百萬至幾千萬年。有些人認為變質年齡應指變質溫度高峰期年齡，另一些人則主張變質年齡應代表一個地區構造 － 熱事件結束，恢復穩態地溫梯度時的年齡。按目前理解，變質岩中主要礦物的結晶完成於溫度高峰期，但對溫度大於 600 ～ 700℃的中高溫變質地帶來說，這些礦物晶體中各種放射性同位素的封閉溫度卻要低得多，且不同礦物中不同同位素系統的封閉溫度也不同，所以用這些礦物所測得的年齡應是它們在變質峰期後降溫過程中某一同位素系統達封閉溫度時的年齡。不同礦物中，不同同位素系統應有不同封閉年齡，這類年齡數據對標定變質事件各階段的時代及確定是否有多次變質疊加均有重要意義，所以隨研究的深入，它們應取代含義不明確、泛稱的變質年齡。

目前 PTt 軌跡中的 t 只是表達隨時間進程岩石中 P － T 條件的定量變化途徑，並未要求每階段的具體年齡數值。但進一步考慮，如能測得 PTt 軌跡線上各階段 P － T 點的地質年齡，則所確立的 PTt 軌跡具有更大意義，至少可以由此獲得各階段之間 P － T 變化的速率，這對於分析構造體制和地球動力學機理有重要意義。

目前研究這一問題的依據是，不同礦物中不同放射性同位素系統的封閉溫度不同，因此各自所測年齡相當於 PTt 軌跡線上該封閉度溫所處點的年齡。例如，假定黑雲母中Rb － Sr 系統封閉溫度為 311℃ ，用 Rb － Sr 法測得年齡為 1800Ma，即表示該區在 1800Ma時溫度已降到 311℃。在同一地區，採用不同礦物中不同放射性同位素系統所得的不同封閉溫度，就可獲得 PTt 軌跡峰期後若干不同溫度點的年齡值，再根據兩個相鄰點的溫度( 或壓力) 差和年齡差，即可計算出這階段的冷卻速率或地體抬升速率。如西陶恩構造窗經歷阿爾卑斯期變質事件的岩石中確定了如下溫度 ( T) － 年齡 ( t) 序列: 多硅白雲母( Phn) 的 Rb － Sr 年齡為 20 ±0. 8Ma，封閉溫度 Tc≈500℃→角閃石 ( Hb) 的 K － Ar 年齡為 18 ±0. 8Ma，封閉溫度 Tc≈520℃→Phn 的 K － Ar 年齡為15 ±1. 0Ma，Tc≈410℃→黑雲母 ( Bi) 的 Rb － Sr 和 K － Ar 年齡為 13. 3 ± 0. 3Ma，Tc≈320℃ →磷灰石 ( Ap) 的裂變徑跡年齡 ( tF) 為 7 ± 1Ma，Tc≈100℃。其與 PTt 軌跡相結合的圖解見圖 23 － 5( Blanckenburg et al. ，1989) 。圖中反映該區這一變質事件峰期後開始階段降溫很慢，由20Ma 到 15Ma 這 5Ma 間只降溫 140℃ ，而這期間降壓則達 0. 6GPa 以上，地體抬升速度為2. 9 ～ 3. 6mm / a，即具有等熱減壓的特徵。而後期低溫階段，則降溫較快，地體抬升速度每年僅 0. 5 ～0. 8mm。上述研究方法目前文獻中稱為熱年代學，近年取得不少進展，但仍存在各種復雜問題。其主要原因是在特定礦物中，特定的放射性成因子體同位素的封閉溫度還和地殼冷卻速度，礦物的化學成分、粒度、流體性狀及區域構造體制等因素有關，對每一地區常需通過實驗研究加以確定。

圖 23 －5 西陶恩構造窗變質作用 PTt 軌跡( 據 Blanckenburg et al. ，1989)插圖為 T － t 圖和 Z － t 圖，封閉溫度來自黑雲母和角閃石中 Ar ( 氬) 的擴散實驗

此外，近年來還開始應用微量 U － Pb 法來測定在進變質過程不同階段由不同變質反應形成的石榴子石的年齡，同時按同一變質反應的礦物對溫度計來確定各階段石榴子石的形成溫度。其結果在 PTt 軌跡線上也能得出一系列溫度 － 年齡點，可用以估算增溫速率。

四、變質作用 PTt 軌跡與構造變形作用的聯系

變質作用過程通常都伴隨構造變形作用，它的期次、樣式和演化規律及其與變質結晶作用的時間先後和成因聯系必須同時詳細研究，這對於分析一個變質地區的構造環境十分必要。構造變形的研究必須將區域構造的研究和岩石顯微組構的研究密切結合起來，通常還將每一幕變形的相對時間在 PTt 軌跡線上加以標定，這又稱之為 PTt － D 軌跡。

另一方面變質作用 PTt 軌跡還可受構造運動引起的較小尺度熱擾動的影響，使它們在同一變質地帶內空間上發生變化。如 Slip ( 1979) 建立了一個熱模型，他認為如岩石褶皺的速率大於熱傳導速率，則當岩層大規模褶皺時，地熱等溫面也會發生褶皺。這將導致背斜部位溫度會高於相鄰的同一深度的向斜部位，其結果出現側向熱傳導，即背斜部位的冷卻效應和向斜部位的加熱效應將同時出現，結果會在同一變形幕的不同構造部位出現不同的 PTt 軌跡，後來這一現象在美國新罕布希州南部下古生代變質岩系中得到證實。

將通過以上研究求得的變質作用各階段溫壓數值投影在 P － T 圖解上即得到若干個點，再以圓滑的曲線連接這些點就構成了 PTt 軌跡。

㈤ NB模擬化學實驗室怎麼用

模擬化學實驗室的軟體還是比較好用的，具體操作步驟如下

⑥滑鼠左鍵點擊實驗器材按住不放即可進行拖動操作，按照界面下方實驗步驟的提示說明操作完後點擊右下側箭頭進入下一個實驗步驟，依次類推進行操作完成實驗。希望對你有幫助

㈥ 〔有機化學〕〔求助〕反軸對稱性是什麼

1，反軸In的基本操作為繞軸轉360°/n（n為正整數，不同分子n值不同），接著按軸上的中心點進行反演。得到復原的分子，則稱其有反軸對稱型。
2，這里的順序是：
對1號C,，是2>6>Et>Me（因為在3號位出現了取代基，而5、4沒有取代基）
對3號C，是Br>Cl>2>4（對2和4，因為1號位有取代基，而5號位沒有）

㈦ 關於旋轉反演操作與反軸

說它是獨立對稱元素是相對於I3 、I6這種操作來說的，你看I3（比如乙烷的反疊式），它直接等於C3+i。而I4不是這樣。最典型的例子是CH4分子。CH4里沒有C4軸也沒有i，但你把CH4放到一個正方形中，4個氫對應正方形4個角，從正方形上頂面中心穿過下底面中心有一軸，繞此軸轉C4的四分之一，在進行i操作，才得到原分子，這等於I4操作，也就是說它不像I3那樣是簡單的Cn操作與i操作相加,也不像I6（I6可看作是C3與σh組合）。

㈧ 重、磁異常的反演方法

由重、磁異常求解場源的賦存狀態和物性參數等問題，稱為重、磁異常的反問題或反演。重、磁反演方法種類繁多，本節僅作一基本介紹。

3.6.1 基本原理

若已知空間坐標（x，y，z）及其重、磁異常f（x，y，z），求解場源的幾何參數、空間位置及物性參數b₁，b₂，…，b_n。則已知量與待求量可用如下函數表示：

勘查技術工程學

對簡單條件下的規則形體（球體、水平圓柱體等），上式為簡單的多元非線性函數，可用簡易快捷的方法進行反演。對復雜條件下的不規則地質體，上式是一個非線性的積分方程，無法直接解出已知量與待求量的簡單關系式，而只能以近似方法進行反演，例如使用解反問題的選擇法等。

3.6.2 反演中存在的問題

3.6.2.1 場源物性參數不均勻性問題

由於地質、地球物理和地球化學條件的差異，不僅不同地質體的物性參數不同，而且同一地質體的不同部分其物性參數也存在差異，這就是物性參數的不均勻性。因此地質體的剩餘密度ρ或磁化強度M是空間坐標的函數，是一個變數而非常量，故在式（1.1-44）與（1.1-45）中，M與ρ應在積分號內，因此，物性不均勻的地質體的重磁異常是一個復雜的積分式。在實際問題的處理中，其一是在精度許可的范圍內，將地質體視作物性均勻；其二是將物性不均勻的地質體分割為若干個體積元，並將每個體積元視為均勻的。

圖3-18 簡單條件下的規則地質體參量圖

3.6.2.2 反演的多解性

位場的等效性，決定了反演的非惟一性或多解性。

位場的等效性指的是：如果不改變引力等位面內物質的總質量，而重新分配其密度，只要保持原等位面的形狀和數值不變，則密度的重新分配不改變等位面上及其外部的引力場的分布。

其次，實際的重磁異常都有一定的觀測誤差和整理計算誤差，從而導致反演的多解。

重磁異常反演的多解性是客觀存在的，實踐證明，充分利用地質、鑽井和物性資料，採用多種反演方法，相互補充、相互約束，多解性問題能夠得到較圓滿解決。

3.6.3 地質體形狀與產狀的判定

3.6.3.1 地質體形狀的判定

由重磁異常特徵判斷地質體形狀，是正確選擇反演方法的前提，也有利於確定引起異常的地質原因。

依據重磁異常的平面、剖面和垂直斷面圖判定地質體形狀，是常用的方法之一。此外，還有一些方法能夠幫助人們判斷地質體形狀。

（1）利用H_ax-Z_a參量圖

以剖面（或主剖面）上同一點的H_ax，Z_a分別為橫、縱坐標，依其在直角坐標系中的散點圖連成光滑曲線，稱其為H_ax-Z_a參量圖，參閱圖3-18。據此參量圖，可區分地質體形狀。例如，球體為沿對稱方向拉長的心形線，而無限長水平圓柱體則為等軸狀心形圖等。

（2）地質體傾向的判定

1）由重力異常判斷地質體傾向。若已確定重力異常是由有限延深板狀體引起，則板狀體傾向於Δg、V_xz極大值附近曲線較緩的一側（圖3-19（a））。

圖3-19 確定板狀體傾向實例

2）由磁異常判定地質體傾向。在已知磁化強度時，可由磁異常估計板狀體的傾向。但當剩餘磁化強度較大且與地磁場方向不一致時，板狀體的傾向難以判斷。

若已知磁異常由板狀體引起，且δ=A′，i=I₀，地質體南北走向。因剖面為東西方向，可推知在剖面上為垂直磁化，則在Z_a極大值附近緩的一側為板狀體傾向（圖3-19（b））。

3.6.4 簡單條件下規則地質體異常的反演方法

簡單條件下規則地質體異常反演方法繁多，本節以球體異常為例，介紹解析法。

解析法又分為任意點法和特徵點法，由規則形體的異常公式，解出任意點坐標與其對應的異常值的關系式，或者其特徵點坐標（極值點，零值點等）與異常值的關系式等，由此關系式推算出地質體的位置、幾何參數、物性參數等。

3.6.4.1 球體重力異常（主剖面）

在圖3-20（a）的重力異常主剖面上，任意選擇兩點x_i，x_j，其異常值為Δg_i，Δg_j，由式（3.5-14）可得：

勘查技術工程學

令n=Δg_i/Δg_j，則有：

勘查技術工程學

若取特徵點，x_i=0，Δg（x_i=0）=Gm/h²=Δg_max，當n分別取2，3，4，則由式（3.6-2）分別解出球體中心深度h：

勘查技術工程學

圖3-20 球體的主剖面異常圖

進一步可求得球體剩餘質量

勘查技術工程學

式中：Δg以g.u.為單位，質量以t（噸）為單位，其餘量以SI為單位。

若已知球體密度（ρ₁）與圍岩密度（ρ₂），則由剩餘質量

勘查技術工程學

可能解出球體半徑（R）與球體頂深h′及球體實際質量m′。

勘查技術工程學

3.6.4.2 球體磁異常（主剖面）

由球體斜磁化Z_a表達式

勘查技術工程學

令=0，則有3個根對應其極值橫坐標，其中 x _max和一個明顯極小值坐標 x _min間距 d _m 有關系式

勘查技術工程學

則

勘查技術工程學

式中：

勘查技術工程學

將極值坐標x_max代入Z_a表達式，可求得截面磁矩

勘查技術工程學

令 k=，則 k、f、φ均為角度i 的函數，由此可得出表3-1。解反問題時，由實測曲線上取得 d_m和極值比 k，並由 k 值在表中查得角度i，f 及φ值，由式（3.6-4）及（3.6-5）兩式可解出 h 及m。

表3-1

3.6.5 復雜條件下不規則地質體異常的反演方法

復雜條件下不規則地質體的反演，常用的方法有積分法、線性反演法、選擇法等，其中應用最普遍且最能取得較好效果的，當數選擇法，以下就選擇法作一簡單介紹。

選擇法的基本思想，依據測線或者觀測平面的實際異常的分布特徵，結合地質條件和其他物化探條件，選定一個或多個地質模型（空間位置、幾何參數、物性參數）；計算模型的理論異常，並將理論異常與實際異常比較。若兩者的擬合程度大於給定的誤差，則修改模型體、重新計算並與實際異常比較，直至擬合誤差小於給定的允許誤差為止。將最終的模型參數作為異常的反演結果。

計算步驟：① 確定初始地質模型；② 計算模型理論異常；③ 比較理論與實際異常（計算擬合誤差）；④ 若擬合誤差大於允許誤差，修改模型，重復步驟②、③ 直至擬合誤差滿足精度要求。

上述過程中，按解決②、③、④ 三個問題的途徑不同，又可將其分為人工選擇法、最優化選擇法和人機聯作法。

㈨ 4度旋轉-反演對稱操作為什麼是基本對稱操作

iC4不算基本對稱操作吧?算是一個對稱操作的乘積吧.
基本的只有5種：恆等操作E,旋轉操作Cn,反映（鏡面）操作 西格瑪,反演操作i,旋轉反映Sn

㈩ 有機化合物分子的反軸對稱性和軸對稱性是指

反軸對稱性就是將這個分子轉一定角度，然後按中心對稱處理後得到的分子圖形，與原分子重合。
軸對稱性和數學中的軸對稱相似。
右邊的分子有反軸對稱性。
建議看看周公度先生的《結構化學》對這一章都有很形象的描述。
那看來是我理解錯了……你另請高明吧。始終感覺不太對……
我搞懂了!
反軸對稱性是舊文獻的說法，現在所對應的操作叫做旋轉反演，把旋轉軸就稱為反軸。所以，左邊的分子旋轉180°，然後再對其進行反演操作，就可得到原分子。
而右邊的分子旋轉180°，再進行反演操作得到的分子是原分子的鏡像。所以右邊的分子具有「反軸對稱性」。