反演化学具体是怎么操作的

㈠ 结构化学中有哪些对称元素一重反轴 二重反轴是怎么操作的呢

结构化学在分子对称性与晶体学基础两部分都讨论过对称元素。

分子对称性中的对称元素有：旋转轴、反映面（对称面）、对称中心与反轴（旋转反演）。

晶体学基础里有宏观对称元素与微观对称元素。宏观对称元素与分子对称性类似，但由于晶体周期性重复规律的限制没有5重及六重以上对称轴，减少了不少；微观对称元素除上述宏观对称元素之外再加上点阵、螺旋轴与滑移面。

一重反轴的操作为两个动作：旋转360度再反演一次，旋转720度再反演两次；二重反轴的操作为两个动作：旋转180度再反演一次，旋转360度再反演两次.

㈡ 晶体化学里什么是反演，回转反演轴是什么意思

晶体旋转反伸轴（rotoinversion axirotoinversion axis）s）又称倒转轴或反演轴(inver sion axis)。是一种复合的对称要素。相应的几何要素是一个假想的定点与通过此点的一根假想直线两者的组合。当物体或图形绕此直线旋转一定的角度后,紧接着再借助于此假想点的倒反(也可以先倒反再旋转),其最后结果可使各相同部分发生重复。类似于对称轴,旋转反伸轴也有一定的轴次和基转角,且同样不能存在5次和高于6次的旋转反伸轴。通常用符号Lin表示。晶体中可能存在的旋转反伸轴及其符号如下表。旋转反伸轴轴次(n)n=1,2,3,4,6基转角(α)a=360°180°120°90°60°习惯符号(Lin)Li1、Li2、Li3、Li4、Li6。除了Li4之外，其余各种旋转反伸轴都可以用其他简单的对称要素（P对称面、L对称轴、C对称中心）或它们的组合来代替，其关系是：Li1=C; Li2=P; Li3=L3+C; Li6=L3+p⊥。鉴于以上的代替关系，对旋转反伸轴通常只保留Li4、Li6，其他旋转反伸轴都用简单对称要素来代替。保留Li4是以为它不能被其他简单对称要素代替，保留Li6是因为它在晶体的对称分类中有特殊意义。值得指出的是，在晶体或晶体模型上有Li4的地方往往表现出L2的特点，导致误认为是L2。可以认为：L2是包含在L4中的。

㈢ 晶体化学里什么是反演，回转反演轴是什么意思

旋转反伸轴。假象直线，晶体绕此直线旋转一定角度，在通过上一点反伸，可使晶体复原。

结构化学在分子对称性与晶体学基础两部分都讨论过对称元素。 分子对称性中的对称元素有：旋转轴、反映面（对称面）、对称中心与反轴（旋转反演）。

CH4里没有C4轴也没有i，把CH4放到一个正方形中，4个氢对应正方形4个角，从正方形上顶面中心穿过下底面中心有一轴，绕此轴转C4的四分之一，在进行i操作，才得到原分子，这等于I4操作，也就是说它不像I3那样是简单的Cn操作与i操作相加，也不像I6（I6可看作是C3与σh组合）。

(3)反演化学具体是怎么操作的扩展阅读：

相应的几何要素是一个假想的定点与通过此点的一根假想直线两者的组合。当物体或图形绕此直线旋转一定的角度后，紧接着再借助于此假想点的倒反(也可以先倒反再旋转)，其最后结果可使各相同部分发生重复。

类似于对称轴，旋转反伸轴也有一定的轴次和基转角，且同样不能存在5次和高于6次的旋转反伸轴。通常用符号Lin表示。

㈣ 反演变质作用PTt轨迹的原则和方法

确定变质作用 PTt 轨迹有两种途径。

一种是热模拟的方法，称为正演。此法引用一些基本的热参数，如热导率和生热量等的估计值，按一定构造环境下岩石物性和构造作用的运动学模式来模拟计算其可能的各种PTt 轨迹样式。早期都是一维模拟，只考虑热流由深部上升，近来已发展为二维和三维模拟，同时还由热传导模型进入到同时考虑热对流和热扩散作用，因为它们在地壳中流体环流和岩浆侵入过程起重要作用。虽然这些改进使模拟过程更接近于自然界实际情况，但设定条件越复杂带来运算的极大复杂化和结果更具多解性，这方面仍有待改进，由于篇幅所限，本书不进行这方面的讨论。

目前岩石学中运用最广的是通过变质岩石学和矿物学研究来反演其 PTt 轨迹。此法的基本程序是在查明区域变质地质特征和各种地质事件时间序列的基础上，根据变质岩中的矿物共生和转变关系确定变质作用全过程中各阶段形成的平衡共生组合，然后依据有关变质反应实验数据和各种地质温压计确定各阶段的温压条件，再在 P － T 图上根据这些 PT点的合理分析来构筑 PTt 轨迹 ( 图 23 －2) 。

图 23 －2 通过构造作用达不同最大深度的岩石

一、变质结晶 －变形序列的建立

一次变质事件过程中常有多幕变形作用和变质结晶作用，前者形成多期片理，后者则形成多世代的矿物组合。查明两者在时间上的各种复杂关系，建立变质事件全过程的变质结晶 － 变形序列是构筑 PTt 轨迹的基础。首先，应通过野外和室内研究，根据各期片理的彼此叠加和置换关系，确定变形期次和样式及其时序，再以此为参考坐标确立各种矿物的生成顺序和共生关系。另一方面，反映各种矿物之间转变关系的结构构造 ( 如反应残留结构、反应边结构、假象结构和矿物彼此穿切关系等) ，也是确定彼此先后关系和变质反应性质的重要根据。变质作用过程一般至少可分三大阶段，即进变质、变质 ( 温度) 高峰期和峰期后退变质阶段。

1. 变质高峰期矿物组合及峰期平衡化学成分的确定

该阶段变质岩中重结晶和重组合作用一般较彻底，所以其现有矿物成分主要是反映该阶段的平衡组合，但也可有进变质阶段组合的残留和峰期后退变质矿物的存在，它们均应剔除。研究表明，变质岩中矿物的形成有复杂的历程，峰期平衡组合是指特定岩石的组分系统，在峰期温压条件下，以稳定平衡状态开始形成，或继续生长，或达到新平衡的矿物相共生体，而不考虑某一矿物何时开始生长及其化学成分演化历史等因素。

当岩石系统在变质高峰期达到化学平衡时，同种矿物不同晶体及同一晶体内部化学成分应基本一致，它们反映平衡化学成分。但有时它们并不一致，甚至有较大差别，这是由于某些矿物开始形成于峰期前，且升温后其化学成分又未能在新的峰期温压条件彻底调整，此时只有晶体最边缘的化学成分代表峰期平衡成分。还有一些峰期平衡成分在峰期后退变质过程中已部分被改造，使晶体内出现扩散环带等构造，此时只有粗大晶体核部才能保持峰期平衡成分。因此，必须通过矿物及其晶体微区化学成分详细研究来查明其峰期平衡化学成分，因为只有根据后者才能获得可靠的峰期温压条件。

2. 进变质阶段矿物组合的确定

在中低温变质岩中，峰期之前的进变阶段所成矿物能较普遍保存，其共生关系也易于确定，而在中高温变质岩中它们通常经峰期较彻底重结晶而基本消失。但经详细野外和室内显微镜下研究，有时仍可发现少量残留的进变质阶段矿物。近年不少研究者特别重视在峰期形成的粗大石榴子石、辉石等变斑晶中寻找因被包裹而残留下来的早期变质矿物。如常见麻粒岩相变质峰期石榴子石中可含有早期的细鳞片状绿色黑云母和石英，有些地区它们的峰期变斑晶由中心向边缘依次出现 Ky→Ky + St→St + Sil 等包体，这反映进变质过程的矿物变化顺序。还有些麻粒岩的峰期辉石晶体中包有早期的角闪石和斜长石包体。但在研究过程中要特别注意这些呈包体的矿物的多成因，有时它们可以是晚期通过交代方式所成。此外，有时被包裹的虽属早期矿物，但其化学成分已在峰期温压条件下经过了不同程度的改造，所以用它们来估算进变质阶段温压条件必须严格检查和选择。

3. 峰期后矿物变化特征的识别

中高温变质岩中，峰期后较早阶段的矿物变化较常见。如基性麻粒岩中石榴子石转变为蠕虫状 Cpx + Pl，变质泥质岩中石榴子石以各种方式变为堇青石等，它们常成冠状体或后成合晶出现。石榴子石、黑云母、辉石、角闪石等矿物在降温过程发育扩散环带现象也较普遍。此外，如斜方辉石中析出条纹状透辉石，单斜辉石中析出石榴子石等出溶结构也不罕见，它们一般易于识别。峰期后较晚阶段的低温退变质作用常形成绢云母、绿泥石、帘石、阳起石等一系列低温矿物。它们在中高温和较低温变质岩中都较常见，其晚期叠加现象很明显，并常和构造变形带有关。

通过这些研究，不仅可以确定变质作用全过程各阶段的平衡共生组合及其与变形幕之间的关系，还可同时查明各种组合之间存在的变质反应性质，从而建立较完整的变质 － 变形序列。表 23 －1 为根据胶北荆山群古元古代变形和变质作用研究结果所建立的这种序列( 卢良兆等，1996) 。

二、变质作用各阶段温度和压力条件的确定

各阶段变质结晶作用的温度和压力条件可通过以下各种途径来确定。首先可根据有关变质反应的实验资料来判断特定共生组合能稳定存在的温压区间。如一个地区的变质高峰期平衡组合为 St + Ms + Bi + Q，既未出现矽线石，也无富铁绿泥石或硬绿泥石，这说明Ms + Q→Sil + Kf + H₂O 这一反应 ( 图 21 － 6，曲线瑏莹; 图 22 － 3，曲线 13) 尚未出现，而另一反应 Chl + Ms→St + Bi + Q + H₂O ( 图 21 － 6 曲线瑏A和图 22 － 3 曲线 6) ，则已完成。因此其温度应在 550 ～ 640℃ 之间，压力则应 ＞ 0. 5GPa。再如在 FeO/( MgO + FeO) ≈0. 6的泥质岩中，Alm + Crd + Sil + Q 共存，由图 21 －5 可知当时压力应在 0. 5 ～0. 7GPa。但应指出，实验研究时系统的组分往往不如自然界实际情况复杂，而且许多变质反应都存在滑动平衡，尤其是涉及 Fe － Mg 固液体的反应，常随矿物中 FeO/MgO 比值的不同其平衡温度也有较大差别，因此根据变质反应推定的温压条件一般只为半定量性质，通常都需进一步进行地质温压计估算 ( 详见前文) 。

表 23 －1 胶北古元古代荆山群孔兹岩系变质结晶 － 变形演化

图 23 －3 流体包裹体中 CO2的均一温度 ( Th) 与其密度 ( ρ) 之间的关系

Spear et al. ( 1983) 还建立了根据石榴子石变斑晶的成分环带，以微分热力学的方法来确定它所反映的温压相对变化，称为相对地质温度计。此外估算变质作用温压条件的另一途径是矿物中流体包裹体的显微测温。特定组分的流体由 ( 气 + 液) 两相转变为 ( 气或液) 单相时的温度称为均一温度 ( Th) ，由后者可获得该流体相的密度 ( ρ) 。再在其等容线的 P － T 图解上，如果有独立的温度资料，即可求得包裹体封闭时的压力。反之，有独立的压力资料，也可求得它们封闭时的温度。例如某一纯 CO2的包裹体，当冷却到 －80 ～ － 100℃ 以下时必凝结成固相，再缓慢升温到 － 36. 5℃ 左右时转变成 ( 液 + 气) 两相，如当再升温到 +16℃时，气相消失在液相之中，成为单相，则其向液相的均一温度Th( L) = +16℃，由图 23 －3，即可得流体的密度 ρ≈0. 8g/cm3。如果由地质温度计得知当时温度 T =800℃，则由图 23 －4 可知当时压力 P =0. 35GPa 左右。但困难在于常常是几种组分的流体相混溶在一起，或同时分别存在，这将对均一温度有不同程度的影响。所以实际研究中还必须解决一系列技术方法问题，有时所得结果有一定的不确定性。总之，以上各种确定温压条件的方法必须结合具体情况综合运用，以达互相验证的目的。

图 23 －4 CO2等容线 P － T 图解 ( 密度范围 0. 20 ～1. 25g/cm3)( 据 Swanenberg，1980)

三、变质作用演化过程时间的确定

过去一般文献中只讨论一个变质地带的原岩形成年龄和变质年龄，但若以目前变质作用动态演化的观点来看，后者的含义很不明确。因为一个变质事件常延续几百万至几千万年。有些人认为变质年龄应指变质温度高峰期年龄，另一些人则主张变质年龄应代表一个地区构造 － 热事件结束，恢复稳态地温梯度时的年龄。按目前理解，变质岩中主要矿物的结晶完成于温度高峰期，但对温度大于 600 ～ 700℃的中高温变质地带来说，这些矿物晶体中各种放射性同位素的封闭温度却要低得多，且不同矿物中不同同位素系统的封闭温度也不同，所以用这些矿物所测得的年龄应是它们在变质峰期后降温过程中某一同位素系统达封闭温度时的年龄。不同矿物中，不同同位素系统应有不同封闭年龄，这类年龄数据对标定变质事件各阶段的时代及确定是否有多次变质叠加均有重要意义，所以随研究的深入，它们应取代含义不明确、泛称的变质年龄。

目前 PTt 轨迹中的 t 只是表达随时间进程岩石中 P － T 条件的定量变化途径，并未要求每阶段的具体年龄数值。但进一步考虑，如能测得 PTt 轨迹线上各阶段 P － T 点的地质年龄，则所确立的 PTt 轨迹具有更大意义，至少可以由此获得各阶段之间 P － T 变化的速率，这对于分析构造体制和地球动力学机理有重要意义。

目前研究这一问题的依据是，不同矿物中不同放射性同位素系统的封闭温度不同，因此各自所测年龄相当于 PTt 轨迹线上该封闭度温所处点的年龄。例如，假定黑云母中Rb － Sr 系统封闭温度为 311℃ ，用 Rb － Sr 法测得年龄为 1800Ma，即表示该区在 1800Ma时温度已降到 311℃。在同一地区，采用不同矿物中不同放射性同位素系统所得的不同封闭温度，就可获得 PTt 轨迹峰期后若干不同温度点的年龄值，再根据两个相邻点的温度( 或压力) 差和年龄差，即可计算出这阶段的冷却速率或地体抬升速率。如西陶恩构造窗经历阿尔卑斯期变质事件的岩石中确定了如下温度 ( T) － 年龄 ( t) 序列: 多硅白云母( Phn) 的 Rb － Sr 年龄为 20 ±0. 8Ma，封闭温度 Tc≈500℃→角闪石 ( Hb) 的 K － Ar 年龄为 18 ±0. 8Ma，封闭温度 Tc≈520℃→Phn 的 K － Ar 年龄为15 ±1. 0Ma，Tc≈410℃→黑云母 ( Bi) 的 Rb － Sr 和 K － Ar 年龄为 13. 3 ± 0. 3Ma，Tc≈320℃ →磷灰石 ( Ap) 的裂变径迹年龄 ( tF) 为 7 ± 1Ma，Tc≈100℃。其与 PTt 轨迹相结合的图解见图 23 － 5( Blanckenburg et al. ，1989) 。图中反映该区这一变质事件峰期后开始阶段降温很慢，由20Ma 到 15Ma 这 5Ma 间只降温 140℃ ，而这期间降压则达 0. 6GPa 以上，地体抬升速度为2. 9 ～ 3. 6mm / a，即具有等热减压的特征。而后期低温阶段，则降温较快，地体抬升速度每年仅 0. 5 ～0. 8mm。上述研究方法目前文献中称为热年代学，近年取得不少进展，但仍存在各种复杂问题。其主要原因是在特定矿物中，特定的放射性成因子体同位素的封闭温度还和地壳冷却速度，矿物的化学成分、粒度、流体性状及区域构造体制等因素有关，对每一地区常需通过实验研究加以确定。

图 23 －5 西陶恩构造窗变质作用 PTt 轨迹( 据 Blanckenburg et al. ，1989)插图为 T － t 图和 Z － t 图，封闭温度来自黑云母和角闪石中 Ar ( 氩) 的扩散实验

此外，近年来还开始应用微量 U － Pb 法来测定在进变质过程不同阶段由不同变质反应形成的石榴子石的年龄，同时按同一变质反应的矿物对温度计来确定各阶段石榴子石的形成温度。其结果在 PTt 轨迹线上也能得出一系列温度 － 年龄点，可用以估算增温速率。

四、变质作用 PTt 轨迹与构造变形作用的联系

变质作用过程通常都伴随构造变形作用，它的期次、样式和演化规律及其与变质结晶作用的时间先后和成因联系必须同时详细研究，这对于分析一个变质地区的构造环境十分必要。构造变形的研究必须将区域构造的研究和岩石显微组构的研究密切结合起来，通常还将每一幕变形的相对时间在 PTt 轨迹线上加以标定，这又称之为 PTt － D 轨迹。

另一方面变质作用 PTt 轨迹还可受构造运动引起的较小尺度热扰动的影响，使它们在同一变质地带内空间上发生变化。如 Slip ( 1979) 建立了一个热模型，他认为如岩石褶皱的速率大于热传导速率，则当岩层大规模褶皱时，地热等温面也会发生褶皱。这将导致背斜部位温度会高于相邻的同一深度的向斜部位，其结果出现侧向热传导，即背斜部位的冷却效应和向斜部位的加热效应将同时出现，结果会在同一变形幕的不同构造部位出现不同的 PTt 轨迹，后来这一现象在美国新罕布什州南部下古生代变质岩系中得到证实。

将通过以上研究求得的变质作用各阶段温压数值投影在 P － T 图解上即得到若干个点，再以圆滑的曲线连接这些点就构成了 PTt 轨迹。

㈤ NB仿真化学实验室怎么用

仿真化学实验室的软件还是比较好用的，具体操作步骤如下

⑥鼠标左键点击实验器材按住不放即可进行拖动操作，按照界面下方实验步骤的提示说明操作完后点击右下侧箭头进入下一个实验步骤，依次类推进行操作完成实验。希望对你有帮助

㈥ 〔有机化学〕〔求助〕反轴对称性是什么

1，反轴In的基本操作为绕轴转360°/n（n为正整数，不同分子n值不同），接着按轴上的中心点进行反演。得到复原的分子，则称其有反轴对称型。
2，这里的顺序是：
对1号C,，是2>6>Et>Me（因为在3号位出现了取代基，而5、4没有取代基）
对3号C，是Br>Cl>2>4（对2和4，因为1号位有取代基，而5号位没有）

㈦ 关于旋转反演操作与反轴

说它是独立对称元素是相对于I3 、I6这种操作来说的，你看I3（比如乙烷的反叠式），它直接等于C3+i。而I4不是这样。最典型的例子是CH4分子。CH4里没有C4轴也没有i，但你把CH4放到一个正方形中，4个氢对应正方形4个角，从正方形上顶面中心穿过下底面中心有一轴，绕此轴转C4的四分之一，在进行i操作，才得到原分子，这等于I4操作，也就是说它不像I3那样是简单的Cn操作与i操作相加,也不像I6（I6可看作是C3与σh组合）。

㈧ 重、磁异常的反演方法

由重、磁异常求解场源的赋存状态和物性参数等问题，称为重、磁异常的反问题或反演。重、磁反演方法种类繁多，本节仅作一基本介绍。

3.6.1 基本原理

若已知空间坐标（x，y，z）及其重、磁异常f（x，y，z），求解场源的几何参数、空间位置及物性参数b₁，b₂，…，b_n。则已知量与待求量可用如下函数表示：

勘查技术工程学

对简单条件下的规则形体（球体、水平圆柱体等），上式为简单的多元非线性函数，可用简易快捷的方法进行反演。对复杂条件下的不规则地质体，上式是一个非线性的积分方程，无法直接解出已知量与待求量的简单关系式，而只能以近似方法进行反演，例如使用解反问题的选择法等。

3.6.2 反演中存在的问题

3.6.2.1 场源物性参数不均匀性问题

由于地质、地球物理和地球化学条件的差异，不仅不同地质体的物性参数不同，而且同一地质体的不同部分其物性参数也存在差异，这就是物性参数的不均匀性。因此地质体的剩余密度ρ或磁化强度M是空间坐标的函数，是一个变量而非常量，故在式（1.1-44）与（1.1-45）中，M与ρ应在积分号内，因此，物性不均匀的地质体的重磁异常是一个复杂的积分式。在实际问题的处理中，其一是在精度许可的范围内，将地质体视作物性均匀；其二是将物性不均匀的地质体分割为若干个体积元，并将每个体积元视为均匀的。

图3-18 简单条件下的规则地质体参量图

3.6.2.2 反演的多解性

位场的等效性，决定了反演的非惟一性或多解性。

位场的等效性指的是：如果不改变引力等位面内物质的总质量，而重新分配其密度，只要保持原等位面的形状和数值不变，则密度的重新分配不改变等位面上及其外部的引力场的分布。

其次，实际的重磁异常都有一定的观测误差和整理计算误差，从而导致反演的多解。

重磁异常反演的多解性是客观存在的，实践证明，充分利用地质、钻井和物性资料，采用多种反演方法，相互补充、相互约束，多解性问题能够得到较圆满解决。

3.6.3 地质体形状与产状的判定

3.6.3.1 地质体形状的判定

由重磁异常特征判断地质体形状，是正确选择反演方法的前提，也有利于确定引起异常的地质原因。

依据重磁异常的平面、剖面和垂直断面图判定地质体形状，是常用的方法之一。此外，还有一些方法能够帮助人们判断地质体形状。

（1）利用H_ax-Z_a参量图

以剖面（或主剖面）上同一点的H_ax，Z_a分别为横、纵坐标，依其在直角坐标系中的散点图连成光滑曲线，称其为H_ax-Z_a参量图，参阅图3-18。据此参量图，可区分地质体形状。例如，球体为沿对称方向拉长的心形线，而无限长水平圆柱体则为等轴状心形图等。

（2）地质体倾向的判定

1）由重力异常判断地质体倾向。若已确定重力异常是由有限延深板状体引起，则板状体倾向于Δg、V_xz极大值附近曲线较缓的一侧（图3-19（a））。

图3-19 确定板状体倾向实例

2）由磁异常判定地质体倾向。在已知磁化强度时，可由磁异常估计板状体的倾向。但当剩余磁化强度较大且与地磁场方向不一致时，板状体的倾向难以判断。

若已知磁异常由板状体引起，且δ=A′，i=I₀，地质体南北走向。因剖面为东西方向，可推知在剖面上为垂直磁化，则在Z_a极大值附近缓的一侧为板状体倾向（图3-19（b））。

3.6.4 简单条件下规则地质体异常的反演方法

简单条件下规则地质体异常反演方法繁多，本节以球体异常为例，介绍解析法。

解析法又分为任意点法和特征点法，由规则形体的异常公式，解出任意点坐标与其对应的异常值的关系式，或者其特征点坐标（极值点，零值点等）与异常值的关系式等，由此关系式推算出地质体的位置、几何参数、物性参数等。

3.6.4.1 球体重力异常（主剖面）

在图3-20（a）的重力异常主剖面上，任意选择两点x_i，x_j，其异常值为Δg_i，Δg_j，由式（3.5-14）可得：

勘查技术工程学

令n=Δg_i/Δg_j，则有：

勘查技术工程学

若取特征点，x_i=0，Δg（x_i=0）=Gm/h²=Δg_max，当n分别取2，3，4，则由式（3.6-2）分别解出球体中心深度h：

勘查技术工程学

图3-20 球体的主剖面异常图

进一步可求得球体剩余质量

勘查技术工程学

式中：Δg以g.u.为单位，质量以t（吨）为单位，其余量以SI为单位。

若已知球体密度（ρ₁）与围岩密度（ρ₂），则由剩余质量

勘查技术工程学

可能解出球体半径（R）与球体顶深h′及球体实际质量m′。

勘查技术工程学

3.6.4.2 球体磁异常（主剖面）

由球体斜磁化Z_a表达式

勘查技术工程学

令=0，则有3个根对应其极值横坐标，其中 x _max和一个明显极小值坐标 x _min间距 d _m 有关系式

勘查技术工程学

则

勘查技术工程学

式中：

勘查技术工程学

将极值坐标x_max代入Z_a表达式，可求得截面磁矩

勘查技术工程学

令 k=，则 k、f、φ均为角度i 的函数，由此可得出表3-1。解反问题时，由实测曲线上取得 d_m和极值比 k，并由 k 值在表中查得角度i，f 及φ值，由式（3.6-4）及（3.6-5）两式可解出 h 及m。

表3-1

3.6.5 复杂条件下不规则地质体异常的反演方法

复杂条件下不规则地质体的反演，常用的方法有积分法、线性反演法、选择法等，其中应用最普遍且最能取得较好效果的，当数选择法，以下就选择法作一简单介绍。

选择法的基本思想，依据测线或者观测平面的实际异常的分布特征，结合地质条件和其他物化探条件，选定一个或多个地质模型（空间位置、几何参数、物性参数）；计算模型的理论异常，并将理论异常与实际异常比较。若两者的拟合程度大于给定的误差，则修改模型体、重新计算并与实际异常比较，直至拟合误差小于给定的允许误差为止。将最终的模型参数作为异常的反演结果。

计算步骤：① 确定初始地质模型；② 计算模型理论异常；③ 比较理论与实际异常（计算拟合误差）；④ 若拟合误差大于允许误差，修改模型，重复步骤②、③ 直至拟合误差满足精度要求。

上述过程中，按解决②、③、④ 三个问题的途径不同，又可将其分为人工选择法、最优化选择法和人机联作法。

㈨ 4度旋转-反演对称操作为什么是基本对称操作

iC4不算基本对称操作吧?算是一个对称操作的乘积吧.
基本的只有5种：恒等操作E,旋转操作Cn,反映（镜面）操作 西格玛,反演操作i,旋转反映Sn

㈩ 有机化合物分子的反轴对称性和轴对称性是指

反轴对称性就是将这个分子转一定角度，然后按中心对称处理后得到的分子图形，与原分子重合。
轴对称性和数学中的轴对称相似。
右边的分子有反轴对称性。
建议看看周公度先生的《结构化学》对这一章都有很形象的描述。
那看来是我理解错了……你另请高明吧。始终感觉不太对……
我搞懂了!
反轴对称性是旧文献的说法，现在所对应的操作叫做旋转反演，把旋转轴就称为反轴。所以，左边的分子旋转180°，然后再对其进行反演操作，就可得到原分子。
而右边的分子旋转180°，再进行反演操作得到的分子是原分子的镜像。所以右边的分子具有“反轴对称性”。