什麼是物理反演

❶ 什麼是反演計算，在網上找了很長時間，沒有找到具體的解釋

我知道的反演是電工裡面邏輯函數計算的不是數學的。反演就是將邏輯函數表達式裡面所有的「•」換為「+」，所有的「+」換為「•」，所有的常量「0」換為「1」，所有的常量「1」換為「0」，所有的原變數換為反變數，所有的反變數變為原變數。
不知道能不能幫到你

❷ 反演定律和反演法則兩者有什麼區別

反演定律就是物極必反,一定會出現這樣的結果.反演法則是反演定律的法則而已.

❸ 地球物理正反演的含義是什麼作用如何

通過這些受局限的觀察信息推演相關過程發生的原因或機制，就稱為「反演」。由於事件或過程發生在先，而結果或信息接收在後，對自然事件或過程發生的描述和預測被稱為「正演」，而根據結果或信息反推事件發生的過程或機制稱為「反演」。

在認識地球的過程中，地球物理反演起到了關鍵的作用。人們在地球表面觀測地球的物理場(如引力場，磁場，電磁場等)和地震誘發的彈性波場，然後根據觀測數據推測地球內部的岩性與構造，這就是地球物理反演。

❹ 反演的多解性

地球物理反演是具有多解性的。多解性的原因主要有以下幾點:

(1)由於觀測數據的不足，反演的結果往往是多解的。

(2)勘探方法在理論上的原因所導致的固有多解性。

(3)反演精度和觀測誤差所引起的多解性。

由於物探一般是在地面勘探，測點間距不能無限小，觀測數據個數往往小於模型參數個數。這樣相當於方程個數小於未知數的個數，方程有無窮多個解，對應觀測數據的模型有無窮多個。

例如，在地下有一個半徑為R的球體，球心埋深為D，剩餘密度為σ，它在地面通過球體中心投影的剖面重力異常曲線解析公式如下^[19]:

地球物理反演教程

其中:G為萬有引力常數;M為剩餘質量。對應模型及異常曲線如圖1.9所示。

從式(1.7)可知，即使球體的半徑R和剩餘密度σ不同，只要球體的剩餘質量M和球心埋深D相同，則重力異常完全相同。因此對應圖1.9曲線的模型有無窮多個，可能是一個剩餘密度較小的大球，也可能是一個剩餘密度較大的小球，這就是重力勘探理論上固有的多解性。

此外觀測數據是有一定誤差的，反演曲線擬合也是有精度限制的，不可能達到無限的精度。因此不同的模型可能導致相似的觀測數據，在反演時無法識別相似數據的區別，同一個觀測數據可以對應多個模型。

圖1.9 球體模型及主剖面重力異常曲線

在數學上關於適定性有如下定義^[1，2]:

適定性:一個問題同時滿足以下三條，這個問題就是適定性問題。

(1)解存在;

(2)解唯一;

(3)解穩定。

但是地球物理反演往往都是有多解性的，因此是不適定的。因此要想辦法把它變為適定性問題來求解。

正則化方法:不適定性問題的解法稱為「正則化」方法。

正則化的基本方法是給反問題設定或增加一些信息或標准，以便從能擬合觀測數據的無窮多個解中選擇一個符合某種標準的解，或為根本無解的反問題構造出一個符合某種標準的解。這個額外附加給反演問題的信息或標准稱之為先驗信息。

常見的先驗信息一般對觀測數據和模型參數加以某種限制，如「觀測數據加權」「最小長度模型」「最光滑模型」「最平緩模型」等，這些限制條件都會體現在目標函數里。這些都會在書中介紹。

此外，地球物理反演離不開具體的地球物理勘探方法，同時反演方法也是和正演方法緊密聯系在一起的。在高維地球物理線性反演中，由於偏導數矩陣的計算是耗時最多的過程，所以關鍵問題是如何進行偏導數矩陣的快速計算，這決定了反演方法的實用性。本書單獨用一章以兩個實例講述如何快速計算偏導數矩陣，一個以二維直流電測深反演為例，詳細介紹正演計算採用有限單元法時，如何使用互換定理計算偏導數矩陣^[2123]，大幅度提高計算速度;一個以大地電磁快速反演法(RRI)^[25]為例，介紹如何利用一次二維正演結果近似計算一維偏導數(二維模型下的一維偏導數)，從而進行一維單點反演。

❺ 反演的地球物理

反演
地球物理反演是在地球物理學中利用地球表面觀測到的物理現象推測地球內部介質物理狀態的空間變化及物性結構的一個分支。雖然地球物理學可以分為固體地球物理學和勘探地球物理學兩大方面,但這兩方面在理論上都有一個共同的核心問題：
如何根據地面上的觀測信號推測地球內部與信號有關部位的物理狀態，如物理性質、受力狀態或熱流密度分布等，這些問題就構成了地球物理反演的獨特研究對象。具體來說，地球物理反演研究的是各種地球物理方法中反演問題共同的數學物理性質和解估計的構成和評價方法，它是從各個地球物理分支中抽象出來的新的邊緣學科。

❻ 物探工作，什麼叫做反演

正演是模擬數據導出地質模型，反演時通過採集的數據所產生的模型推導地質參數。

❼ 物探工作，什麼叫做反演詳細點哈！我門外漢…

反演是根據由地物電磁波特徵產生的遙感影像特徵反推其形成過程中的電磁波狀況的技術。
反演把空間所有力一向同時反過來，因此每個坐標可用它自己的負值代替。反演是理論物理中研究微觀粒子對稱性的一種方法。

❽ 什麼是反演

拼音：
fǎn yǎn
注音： --

詞性：
--
結構： 其他

fan拼音開頭的詞語 yan拼音開頭的詞語

反演的意思
基本內容
[inversion] 把空間所有方向同時反過來,因此每個坐標可以用它自己的負值來代替的一種方法 在物理上，反演把空間所有力一向同時反過來，因此每個坐標可用它自己的負值代替。反演是理論物理中研究微觀粒子對稱性的一種方法。物體在原坐標系和反演後的坐標系中各運動規律之間的關系，相當於物體和它在鏡子中所成像之間的關系。時間反演即指把時間的流向倒轉。


反演相關詞語
反演
阿房
阿監
阿蘭若
阿羅耶識
阿社
阿鼻地獄
阿嚏
阿諛逢迎
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阿q正傳
阿房宮賦
阿謩
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反演相關成語
運籌演謀
故伎重演
故技重演
演武修文
報本反始
撥亂反治
沸反連天
反正撥亂
觀隅反三
反攻倒算
反躬自省
反面無情
反裘負芻
反水不收
內視反聽

❾ 地球物理反演基本概念及研究內容

自從有了地球物理勘探以來，就有了地球物理反演。地球物理反演是地球物理資料處理解釋的關鍵一環。地球物理反演是一門應用科學，它是地球物理學和其他最優化方法的具體結合。因此本書除了講述地球物理反演的普遍共性規律內容，也會講述一些具體的物探反演方法。

本書是在參考了前人關於「地球物理反演」^[13]「數學及最優化理論」^[4-8]「地球物理學」^[9-25]等方向的專業書籍及期刊文獻基礎上編寫的。為了適應本科教學的要求，本書略去了大量復雜的理論推導，著重基本概念和理論體系的確立，偏重於實際應用，為進一步深入研究反演奠定基礎。

地球物理反演的概念是和地球物理正演分不開的。地球物理正演——已知測量方式和地球模型的物性及幾何參數求地球物理場的響應，即觀測結果。地球物理反演——已知觀測結果和測量方式求地球模型的物性及幾何參數。

人們通常在地面進行地球物理勘探獲得觀測數據，這個過程實際上可以看成正演(雖然通常正演都是在計算機上進行的)，然後根據觀測結果計算推斷地下地球模型的物性及幾何參數，這個過程實際上就是反演。

例如我們在地面上測得一條磁異常剖面曲線，我們可以大致推斷地下磁異常體的規模和產狀。

例如我們在地面上進行直流電測深勘探，由測量的電位差及電流強度可以計算視電阻率斷面圖;然後我們可以通過反演的方法獲得地下的真電阻率斷面圖。這就基本上用電阻率描繪了一幅地下的地質結構圖像。以之為基礎結合地質信息我們就可以獲得地下的地質推斷圖。

例如我們進行折射波勘探獲得相遇時距曲線，利用這個時距曲線我們可以推斷地下界面的起伏及各層波速。

正演和反演可以用如下公式表示:

用m表示模型參數(m為向量)，d表示觀測數據(d也是向量)，F是聯系它們的函數，正演的過程可以表示為如下公式:

d=F(m) (1.1)

在連續反演中，m、d都是無限維的向量，但在離散反演中它們都是有限維數的，觀測數據有限，模型也用有限的參數表示。以三層水平大地電測深為例，模型參數為各層的電阻率和厚度，共有5個，觀測數據為視電阻率個數為M，則

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對應的反演過程為

m=F^-1(d)(F^-1表示反函數) (1.3)

正、反演也可以用圖1.1表示。

圖1.1 模型空間和觀測數據空間映射示意圖

一般來說，模型參數和觀測值之間的函數F是很復雜的，寫不出解析表達式，因此正演計算一般要採用數值模擬的方法進行，如有限單元法、邊界單元法、有限差分法等。

同樣它的反函數F^-1也無法獲得，因此我們不能利用式(1.3)進行反演計算。最常用的反演方法是採用觀測數據擬合迭代法進行計算。迭代計算過程如下:

(1)給出一個初始模型;

(2)進行正演計算，獲得理論觀測數據;

(3)對比理論和實測觀測數據;

(4)判斷兩個數據的擬合精度是否滿足要求:若擬合精度不滿足要求，則修改模型參數，重復(2)，(3)，(4);若擬合精度滿足要求，則轉到(5);

(5)輸出模型參數作為反演結果，反演結束。

那麼可以不做迭代也能獲得地下的物性參數和幾何參數嗎?也就是說觀測數據或者經過簡單計算的觀測數據就是地下的物性參數嗎?答案幾乎是否定的。只有在極少數非常簡單的情況下由觀測數據可以直接獲得地下的模型參數。

例如在均勻半空間進行電法勘探，利用視電阻率公式計算的就是地下的真電阻率參數，不需要從視電阻率到真電阻率的反演過程。但這里要反演的參數只有一個，就是均勻半空間的電阻率。

另外可以把觀測結果近似為一些簡單地質模型所產生的異常，由它們的解析正演公式推導地下的模型參數。如把重力異常剖面曲線看成是由一個均勻球體產生的，通過球體的重力異常解析公式可以由觀測的重力異常曲線計算出球體的平面位置、埋深及剩餘質量。這種由觀測數據通過一次簡單計算，而不需要多次迭代計算獲得地球模型的方法我們稱它為直接反演法。

在大多數情況下，地下模型是復雜的，例如地面不是水平的而是起伏的，地下物性也不是均勻的而是由多個復雜的具有不同物理參數的地質體構成的。在這種情況下，一般要採用觀測數據擬合反演方法，通過多次正演計算，每一次獲得一個響應更接近實測數據的地下模型的結果，直到滿足預設的觀測數據擬合精度要求為止。

下面以二維直流電測深為例說明反演的必要性。

設有如圖1.2所示的二維起伏地形地電模型，模型具有一個山峰，一個山谷，在電阻率為100Ω·m的均勻大地中有一個電阻率為10Ω·m的低阻體和一個電阻率為1000Ω·m的高阻體。在如圖1.2模型的地面進行直流電測深，測量裝置為對稱四極裝置，計算機正演模擬所得視電阻率等值線斷面圖(觀測數據)如圖1.3所示。

圖1.2 二維起伏地形地電模型(模型1)

圖1.3 模型1的電測深視電阻率(Ω·m)等值線斷面圖

從圖1.3可見，由於地形起伏及不均勻性的影響，視電阻率等值線圖無法准確描述如圖1.2所示的地電模型，甚至還出現很多假異常。在這樣復雜的地電條件下直接利用視電阻率資料進行地質推斷是很困難的。對於地形起伏，我們可以採用比值法進行地形校正，在一定程度上消除地形對視電阻率的影響。地形校正公式如下^[9]:

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其中:ρ_s改為經過地形校正後的視電阻率;ρ_s為實測視電阻率;ρ_s純地形為純地形的視電阻率;ρ₀為圍岩電阻率。

圖1.4為模型1純地形的視電阻率等值線斷面圖，就是在模型1的基礎上刪掉兩個異常體後正演計算所得(圍岩電阻率取為1Ω·m)。從圖1.4可見，在山峰處有低阻假異常，在山谷處有高阻假異常。這些地形影響會掩蓋和扭曲真正異常體的視電阻率異常。

圖1.4 模型1純地形的視電阻率(Ω·m)等值線斷面圖

圖1.5為採用公式(1.4)進行地形校正後的視電阻率等值線斷面圖。從圖中可見基本消除了地形影響，可以識別出兩個異常體的大致位置，但是異常體在垂向的分布范圍難以確定。

圖1.5 地形校正後的視電阻率(Ω·m)等值線斷面圖

圖1.6為加入地形起伏的地形校正後的視電阻率斷面圖。圖1.6的縱坐標為高程h與AB/4之和(注意AB/4取負值)。圖1.6比圖1.5更加容易識別異常體位置，但是異常體在垂向的分布范圍仍然難以確定。

圖1.6 地形校正後的視電阻率(Ω·m)等值線斷面圖(加入地形起伏)

圖1.7是模型1的反演電阻率等值線斷面圖。從圖1.7可見，反演等值線斷面圖很好地反映了地下異常體的分布，低阻體和高阻體的位置的大致范圍都反演得比較准確。由於帶地形進行反演，消除了地形影響所導致的假異常。

圖1.7 模型1的反演電阻率(Ω·m)等值線斷面圖

地形影響是非常復雜的，用比值法並不能完全消除。從圖1.7及圖1.6可見，反演效果要比地形校正效果好，因此在進行地質推斷解釋時最好進行反演計算。

觀測數據擬合反演方法一般把響應與模型近似為線性關系，所以這種方法有時又稱為線性反演方法。所以我們有定義:

線性反演法——觀測數據和模型之間有線性關系或在一定條件下能近似為線性關系的反演方法。

用m表示模型參數(m為向量)，d表示觀測數據(d也是向量)，F是聯系它們的函數。線性關系要滿足以下兩個公式^[1]:

d=F(m₁+m₂)=F(m₁)+F(m₂) (1.5)

d=F(αm)=αF(m)=d (1.6)

最常用的線性反演法是最小二乘法，本書將以一維直流電測深反演為例詳細介紹。

此外，由於反演的多解性，反演所求出來的解實際上是以某種標准從無窮多個解中選出來的，這個解到底有何性質，還必須對解進行評價分析。本書還會詳細介紹離散線性反演解的評價方法。

非線性反演法——大多數的地球物理問題是非線性的，通過各種途徑直接解非線性反問題，實現數據空間到模型空間的映射，而不是把非線性問題近似為線性問題的方法。

實踐證明，非線性問題線性化的辦法簡單易行，在許多情況下也可以取得較好的結果。但是在目標函數具有多個極值的情況下，在反演迭代中容易陷入局部極小，而且反演結果很大程度上取決於初始模型，也可能使反演出現不穩定甚至無解。圖1.8形象地說明了這種情況^[13]。

圖1.8 目標函數的全局極小與局部極小示意圖^[13]

不少非線性反演法在模型全空間進行搜索，不依賴於初始模型，能在一定程度上減少陷入局部極小值的可能。常見的非線性反演方法有:梯度法、蒙特卡洛法、模擬退火法、神經網路法、遺傳演算法等。這些都會在本書中介紹。