參數和演算法

『壹』 卷積神經網路模型參數量和運算量計算方法

本文是對卷積神經網路模型參數量和浮點運算量的計算推導公式和方法，使用API自動計算這些數據請移步另一篇博客： 自動計算模型參數量、FLOPs、乘加數以及所需內存等數據

其中 表示輸出通道數， 表示輸入通道數， 表示卷積核寬， 表示卷積核高。
括弧內的 表示一個卷積核的權重數量，+1表示bias，括弧表示一個卷積核的參數量， 表示該層有 個卷積核。
若卷積核是方形的，即 ，則上式變為：

需要注意的是握雀，使用Batch Normalization時不需要bias，此時計算式中的+1項去除。

FLOPs是英文floating point operations的縮寫，表示 浮點運算量 ，中括弧內的值表示卷積操作計算出feature map中一個點所需要的運算量（乘法和加法）， 表示一次卷積操作中核御的乘法運算量， 表示一次卷積操作中的加法運算量，+ 1 表示bias，W和H分別表示feature map的長和寬， 表示feature map的所有元素數。
若是方形卷積核，即 ，則有：

上面是乘運算和加運算的總和，將一次乘改皮岩運算或加運算都視作一次浮點運算。
在計算機視覺論文中，常常將一個『乘-加』組合視為一次浮點運算，英文表述為'Multi-Add'，運算量正好是上面的演算法減半，此時的運算量為：

值得注意的是，最初由feature map flatten而來的向量視為第一層全連接層，即此處的 。
可以這樣理解上式：每一個輸出神經元連接著所有輸入神經元，所以有 個權重，每個輸出神經元還要加一個bias。
也可以這樣理解：每一層神經元(O這一層)的權重數為 ，bias數量為O。

其中
中括弧的值表示計算出一個神經元所需的運算量，第一個 表示乘法運算量， 表示加法運算量，+1表示bias， 表示計算O個神經元的值。

分組卷積和深度分離卷積的情況待更……

『貳』 消防巡檢櫃的定貨參數以及演算法怎麼來計算的

消防巡檢櫃有功率和路數兩個基本參數，功率常用的有20kw、30kw、45kw、55kw、60kw、75kw、罩巧90kw。
路彎森數是物鬧鍵根據噴淋泵和消火栓泵的個數計算的，有幾個泵就要幾路，一般有2路、4路、6路、8路也有可能還有更高的，

『叄』 校驗參數的加密方式及演算法

您好：
1、常用密鑰演算法 ：
密鑰演算法用來對敏感數據、摘要、簽名等信息進行加密，常用的密鑰演算法包括：
DES（Data Encryption Standard）：數據加密標准，速度較快，適用於加密大量數據的場合； 3DES（Triple DES）：是基於DES，對一塊數據用三個不同的密鑰進行三次加密，強度更高；
RC2和 RC4：用變長密鑰對大量數據進行加密，比 DES 快；
IDEA（International Data Encryption Algorithm）國際數據加密演算法，使用 128 位密鑰提供非常強的安全性；
RSA：由 RSA 公司發明，是一個支持變長密鑰的公共密鑰演算法，需要加密的文件快的長度也是可變的；
DSA（Digital Signature Algorithm）：數字簽名演算法，是一種標準的 DSS（數字簽名標准）；
AES（Advanced Encryption Standard）：高級加密標准，是下一代的加密演算法標准，速度快，安全級別高，目前 AES 標準的一個實現是 Rijndael 演算法；
BLOWFISH，它使用變長的密鑰，長度可達448位，運行速度很快；
其它演算法，如ElGamal、Deffie-Hellman、新型橢圓曲線演算法ECC等。
2、單向散列演算法 ：
單向散列函數一般用於產生消息摘要，密鑰加密等，常見的有：
MD5（Message Digest Algorithm 5）：是RSA數據安全公司開發的一種單向散列演算法，MD5被廣泛使用，可以用來把不同長度的數據塊進行暗碼運算成一個128位的數值；
SHA（Secure Hash Algorithm）這是一種較新的散列演算法，可以對任意長度的數據運算生成一個160位的數值；
MAC（Message Authentication Code）：消息認證代碼，是一種使用密鑰的單向函數，可以用它們在系統上或用戶之間認證文件或消息。HMAC（用於消息認證的密鑰散列法）就是這種函數的一個例子。
CRC（Cyclic Rendancy Check）：循環冗餘校驗碼，CRC校驗由於實現簡單，檢錯能力強，被廣泛使用在各種數據校驗應用中。佔用系統資源少，用軟硬體均能實現，是進行數據傳輸差錯檢測地一種很好的手段（CRC 並不是嚴格意義上的散列演算法，但它的作用與散列演算法大致相同，所以歸於此類）。
3、其它數據演算法 ：
其它數據演算法包括一些常用編碼演算法及其與明文（ASCII、Unicode 等）轉換等，如 Base 64、Quoted Printable、EBCDIC 等。

『肆』 各種計算方法中的相關參數

地下水地源熱泵適宜區可開采資源量的計算方法有水熱均衡法和地下水量折演算法，本項目選擇地下水量折演算法；地埋管地源熱泵經濟區可開采資源量採用換熱量現場測試法計算。對評價方法及相關參數分別介紹如下。

圖5-2可開采資源量評價框架圖

1.體積法評價方法

利用體積法進行評價計算時，應先確定潛水水位，再確定主要地層厚度、物性參數。

（1）在包氣帶中，其淺層地溫能靜態儲量按下式計算：

北京淺層地溫能資源

式中：Q_R——淺層地溫能儲存總量，kJ;

Q_S——岩土體中的熱儲存量，kJ;

Q_W——岩土體所含水中的熱儲存量，kJ;

Q_A——岩土中所含空氣中的熱儲存量，kJ。

其中：

北京淺層地溫能資源

式中：ρ_S——岩土體密度，kg/m³;

C_s——岩土體比熱容，kJ/（kg·℃）；

φ——岩土體的孔隙率；

M——計算面積，m²;

d₁——包氣帶厚度，m；

ΔT——利用溫差，℃。

北京淺層地溫能資源

式中：ρ_W——水的密度，取1000kg/m³;

C_W——水的比熱容，取4.18kJ/（kg·℃）；

ω——岩土體的含水率；

北京淺層地溫能資源

ρ_A——空氣的密度，取1.29kg/m³;

C_A——空氣的比熱容，1.008kJ/（kg·℃）。

（2）在含水層和相對隔水層中，其地熱能儲存量按下式計算：

北京淺層地溫能資源

式中：Q_R——淺層地溫能儲存總量，kJ;

Q_S——岩土體中的熱儲存量，kJ;

Q_W——岩土體所含水中的熱儲存量，kJ;

北京淺層地溫能資源

d₂為潛水位至計算下限的岩土體厚度。

通過以上介紹，體積法計算簡便、物理意義明確，而且使用范圍廣泛，不僅適用於鬆散岩層分布區的淺層地溫能靜態儲量評價，而且同樣適用於基岩地區的淺層地溫能靜態儲量評價；不僅適用於地下水地源熱泵適宜區靜態儲量的計算，而且適用於地埋管地源熱泵經濟區靜態儲量的計算。由於本次研究工作在國內尚屬首次，故選用體積法。在本次工作的基礎上，對於淺層地溫能資源條件相近區域可以採用類比法進行評價，拓展評價區域范圍。

體積法相關參數：根據公式（5-1）～（5-6），可以確定主要參數分為評價范圍參數和岩土體物性參數兩個方面，分別為：評價區域面積（M,m²）、計算厚度（d₂、d₂,m）、岩土體孔隙率（φ，%）、岩土體天然含水率（ω，%）、岩土體天然密度（ρ_s,kg/m³）、岩土體比熱容［C_s,kJ/（kg·℃）]、利用溫差（ΔT，℃）。

2.地下水熱泵適宜區可開采資源量計算方法

（1）水熱均衡法：主要通過研究區的水、熱均衡計算，了解地下水的水、熱儲存量和水、熱補排情況。

水均衡

北京淺層地溫能資源

式中：q_in——補給量，m³/d;

q_out——排泄量，m³/d；

Δq_w——存量的變化量，m³/d。

在包氣帶中，岩土體水分的補給項有：降水入滲量、灌溉入滲量等；排泄項有：植物蒸騰量、土面蒸發量、下滲補給地下水的量等。

地下水補給項有：降水入滲量、灌溉入滲量、渠系入滲量、河流入滲量、側向補給量、越流補給量等；排泄項有：潛水蒸發量、人工開采量、側向排泄量、泉排泄量、河流排泄量、越流排泄量等。

熱均衡

北京淺層地溫能資源

式中：Q_in——熱收入量，kW;

Q_out——熱支出量，kW；

ΔQ——熱儲存量的變化量，kW。

在包氣帶，熱的收入項有：太陽照射熱量、大地熱流量、地表水向岩土體散發的熱量、側向傳導流入的熱量等；支出項有：向大氣散發的熱量、向地表水散發的熱量、側向傳導流出的熱量等。

在地下水中，熱的收入項有：太陽照射熱量、大地熱流量、側向傳導流入的熱量等；支出項有：向大氣散發的熱量、水排泄帶走的熱量、側向傳導流出的熱量等。恆溫帶以下，熱收入項沒有太陽照射熱量。

（2）地下水量折演算法：地下水量折演算法適用於地下水地源熱泵適宜區淺層地溫能可開采資源量的計算，其表達式如下：

北京淺層地溫能資源

式中：Q_q——評價區淺層地溫能可開采量，kW;

Q_h——單井淺層地溫能可開采量，kW;

n——可鑽抽水井數；

T——土地利用系數。

其中：

北京淺層地溫能資源

式中：Q_h——單井淺層地溫能可開采量，kW;

q_w——單井出水量，m³/d；

△T——地下水利用溫差，℃；

C_w——水的比熱容，kJ/（kg·℃）。

土地利用系數，居民點、公共用地和其他用地的比例。根據《北京市土地利用現狀遙感解譯圖》中草地、園地、居民及工礦用地和未利用土地面積等占土地面積的27.81%，在以上區域內，開展地下水地源熱泵工程時，還要考慮建築布局、建築負荷需求、建築佔地面積、資源承載力、地下水連通性等因素的影響，取土地利用系數為22%（27.81%×0.8）。

地下水量折演算法相關參數：根據式（5-9）～（5-10），在地下水地源熱泵適宜區，利用地下水量折演算法評價可開采資源量的相關參數主要有：單井出水量（q_w,m³/d）、可鑽抽水井數（n）、溫差（ΔT，℃）、土地利用系數（T）。

（3）地下水地源熱泵適宜區可開采資源量評價方法小結：水熱均衡法需要有長期動態監測數據的支撐，適用於評價淺層地溫能資源可利用量的保證程度；地下水量折演算法可操作性強，較好地反映了地下水地源熱泵利用淺層地溫能資源的特點，因此本次研究採用該方法。

3.地埋管熱泵適宜區可開采資源量評價方法

（1）換熱量現場測試法：換熱量現場測試法適用於地埋管熱泵經濟區淺層地溫能可開采資源量的計算，其表達式如下：

北京淺層地溫能資源

式中：D_q——評價區淺層地溫能可開采資源量，kW;

D——單孔換熱量，kW;

n——可鑽換熱孔數；

T——土地利用系數。

北京淺層地溫能資源

式中：k_z——綜合傳熱系數，W/（m·℃）；

ΔT——溫差，℃，即為U形管內循環液平均溫度與岩土體原始溫度之差；

L——雙U形地埋管換熱孔長度，m。

土地利用系數，居民點、公共用地和其他用地的比例與地下水量折演算法相同為27.81%，開展地埋管地源熱泵工程時，還要考慮建築布局、建築負荷需求、建築佔地面積、資源承載力等因素，取土地利用系數為8.3%（27.81%×0.3）。

（2）換熱量現場測試法相關參數：根據式（5-11）～（5-12），在地埋管地源熱泵適宜區，利用換熱量現場測試法評價可開采資源量的相關參數主要有：綜合傳熱系數［k_z,W/（m·℃）]、可鑽換熱孔數（n）、溫差（ΔT）、土地利用系數（T）。

4.淺層地溫能資源評價相關參數的分類

由前面評價方法的分析可知，在評價計算淺層地溫能資源靜態儲量和可開采量時需要確定的參數見表5-1。

表5-1資源量評價相關參數分類表

5.淺層地溫能資源評價相關參數的意義

（1）區域地質、水文地質條件：淺層地溫能資源蘊藏在地下岩土體內，其儲藏、運移以及開采利用都受到區域地質、水文地質條件的嚴格制約，不同區域的資源利用方式和規模存在較大差異，因此，全面了解北京平原區的地質、水文地質條件十分重要。

（2）第四系岩性厚度：北京平原是由多條河流沖洪積作用形成的，在沖洪積扇的頂部至下部，第四系厚度逐漸增大，含水層由單一、厚度較大逐漸過渡為多層、單層厚度較薄，顆粒由粗變細，岩性由砂卵礫石、粘性土互層逐漸過渡為多層的粘砂、粉細砂。

（3）淺層地溫能資源條件分區：根據淺層地溫能資源開發利用形式的不同，考慮到項目的初投資、運行狀況以及地質環境影響等因素，結合北京市不同地區地質、水文地質條件的特點，劃分出地下水地源熱泵系統的適宜區、較適宜區、一般適宜區和嚴禁應用區，以及地埋管地源熱泵系統的經濟區、較經濟區和欠經濟區。

（4）地下水水位（m）：地下水水位是評價淺層地溫能資源的一個重要參數。在評價淺層地溫能資源靜態儲量時，將地下水面以上劃分為包氣帶，將地下水面以下劃分為飽水帶，再分別計算靜態儲量；在評價地下水地源熱泵適宜區可開采資源量時，地下水水位一方面影響單井出水量，一方面也會影響單井回灌量。

（5）變溫層厚度（m）：地殼按熱力狀態從上而下分為變溫帶、常溫帶、增溫帶。變溫帶的地溫受氣溫的控制呈周期性的晝夜變化和年變化，隨著深度的增加，變化幅度很快變小。氣溫的影響趨於零的深度叫常溫帶，常溫帶以上地層厚度即為變溫層厚度。

（6）岩土體天然密度（g/cm³）：單位體積岩土體的質量稱為岩土體的密度。

（7）岩土體天然含水率（%）：岩土體中水的質量與岩土體顆粒質量之比，稱為岩土體的天然含水率。

（8）岩土體孔隙率（%）：岩土體中孔隙所佔體積與總體積之比稱為岩土體的孔隙率。

（9）岩土體熱導率［W/（m·℃）]：在岩土體內部垂直於導熱方向取兩個相距1m，面積為1m²的平行平面，若兩個平面的溫度相差1℃，則在1秒內從一個平面傳導至另一個平面的熱量就規定為該岩土體的熱導率。

（10）岩土體的比熱容［kJ/（kg·℃）]：單位質量的岩土體溫度升高1℃吸收的熱量（或降低1℃釋放的熱量）叫做該岩土體的比熱容。

（11）單井出水量（q_w,m³/d）：抽水井的出水量（5m降深）。

（12）單位涌水量［m³/（h·m）]：單位涌水量是井抽水水位降深換算為1m時的單井出水量。

（13）滲透系數（m/d）：是綜合反映土體滲透能力的一個指標，水力梯度等於1時的滲透流速。

（14）抽水井影響半徑（m）：機井在抽水時，水位下降，井周圍附近含水層的水向井內流動，形成一個以抽水井為中心的水位下降漏斗，這個水位下降漏斗的半徑叫影響半徑。

（15）土地利用系數（T）[k_z,W/（m·℃）]：居民點、公共用地和其他用地的比例。

（16）綜合傳熱系數［k_z,W/（m·℃）]：進行換熱量現場測試，計量地埋管換熱器的進出水溫度、流量，在熱交換達到穩定的條件下，計算得到鑽孔每延長米在溫度變化1℃（循環液平均溫度與岩土體原始溫度比）時的換熱量即為綜合傳熱系數。

（17）平均導熱系數［k_p,W/（m·℃）]：該參數是利用Fluent軟體模擬換熱孔的溫度場影響半徑時需要設置的一個重要參數，也是表現當地岩土體平均換熱能力的一個重要指標。其定義為在當地水文地質環境下，當傳熱達到穩定時，假設岩土體是勻質的，在岩土體內部垂直於導熱方向取兩個相距1m，面積為1m²的平行平面，若兩個平面的溫度相差1℃，則在1秒內從一個平面傳導至另一個平面的熱量就是該岩土體的平均導熱系數。

『伍』 地球膨脹運動的參數演算法與膨脹階段劃分

在論證了地球的脹縮運動以後，有關地球膨脹運動的計算及其演算法、地球膨脹階段的劃分等就成為人們必須考慮的主題。

在本節里，將討論地球膨脹階段的地球表面積、體積、半徑等參數的改變數計算方法，對如何根據實際資料求取地球膨脹的數值等技術手段做出說明，並列出相關計算公式。根據以往的研究成果對地球膨脹階段的劃分提出新的認識，將地球的膨脹劃分為：表面積擴充階段、體積擴充階段、岩漿外溢量持續增大階段、岩漿外溢量持續減小階段、地球收縮階段等。地球的膨脹過程既不是半徑一概增大的過程，也非單調減小的過程，而是一種受周期性函數作用力控制的，地球半徑在「增加一減小—增加—減小」的循環往復中逐漸增長。

1.膨脹參數的求取

地球膨脹的證據為我們提供了分析研究地球膨脹量的強有力資料。

在尚未論述洋中脊和海溝的特點與形成原因之前，首先假設以下條件成立：

（1）洋中脊是地球膨脹時期的產物，洋中脊的擴張范圍就是地球的膨脹表面積之一。

（2）海溝是板塊與板塊結合地帶，是一種向地幔層方向褶皺的「負向山脈」，它與洋中脊不是同期產物。

（3）假設地球膨脹時期的造山運動大約等於零，地球的表面積縮小量約為零。

（4）假設地球膨脹時期相鄰兩陸塊之間若不被後期的洋中脊分開，就不存在顯著的分離。

於是，地球的膨脹參數可以按照如下方法獲得：

1.1地球膨脹所產生的表面積改變數（△S）

設地球收縮後且膨脹前的表面積為S_A，地球膨脹運動結束後且開始膨脹前的表面積為S_B，則地球膨脹運動所產生的表面積改變數

圖4-4萊茵地塹綜合剖面圖

（a）地溫剖面圖（據Illies,1965）；（b）布格異常剖面（據Mieller等，1967）；（c）磁測剖面（據Roche和Wohlehberg,1969）;（d）地質剖面1（據Mueller,1969）；（e）地質剖面2（據Sittler,1967）；（f）總體剖面（據Illies,1967）

地球動力與運動

式中，各變數單位均為km²。

式（4-1）是一個理論方程，實際工作中是沒法操作的。在實際工作中，地球表面積的改變數可按下式求取：

地球動力與運動

或者：

地球動力與運動

式中，S₁,S₂,S₃，…，S_n等在形成時期、單位等方面具有一致性。可以進行如下約定：

S₁——洋中脊擴張范圍面積（km²）;

S₂——板塊之間裂谷范圍面積（km²）;

S₃——板塊內部裂谷范圍面積（km²）;

S₄——板塊內部地塹范圍面積（km²）;

S₅——板塊內部所有正斷裂平面張開范圍面積（km²）;

S_n——相當於式（4-2）中的δ，其他可能遺漏的因地球膨脹產生的未單獨列出的面積（km²）。取n=6，則S_n=S₆，即地球膨脹的表面積增加包括6方面內容。那麼式（4-2）、式（4-3）可改為：

地球動力與運動

求S₁

依據假設條件，洋中脊的擴張范圍就是地球的膨脹表面積，只要求得洋中脊的范圍面積，即求得了S₁。顯然：

地球動力與運動

式中，S₁₁,S₁₂,S₁₃，…，S_1n等，分別代表不同洋脊的擴張范圍面積，如：北太平洋洋脊、南太平洋洋脊、智利洋脊、印度洋—太平洋洋脊等等。下面以北太平洋洋脊為例，說明如何計算洋脊的擴張范圍：

地球膨脹發展到一定程度，首先引起固態岩石圈的張開，洋中脊的產生與發展則建立在板塊或板塊間的破裂基礎上，隨著地球的膨脹，「液」態的地幔物質膨脹速度大於固態物質的膨脹速度，因而岩漿順著板塊間的裂口向「外」拓展空間，以平衡因膨脹而產生的體積增量，這種過程在地球膨脹期內將不斷地進行，在進行過程中，外逸的岩漿不斷地排開最初的板塊裂口，使板塊之間的距離越來越大，當地球膨脹停止時，在原來的狀態下，出現了擴張後的大面積增量，即為所求增量。板塊最初的裂紋無疑是岩漿填充時的背景，由於板塊最初的裂紋不同，洋中脊具有不同的擴張形態，其中被人們稱為轉換斷層的裂縫，即是最初的裂紋呈折線的結果。只要圈定出板塊最初裂紋，即求得了洋中脊的擴張范圍，再用求積儀計算圈線所佔面積。

完成全球各洋脊的擴張范圍面積計算，即求得了S₁。

採用找最初彌合線—圈線—計算面積的辦法，同樣施於對S₂、S₃、S₄、S₅、S₆的求取，最後對所得各類面積用式（4-4）累加，即可獲得地球膨脹後地球表面積的擴張增量。

1.2地球膨脹所產生的體積改變數（△V）

在獲得了地球膨脹的表面積增量後，求取體積的增量顯得簡單一些。為了便於分析，先看幾條剖面圖（見圖4-5）。

圖4-5幾條過洋中脊的地形剖面（據Heirtzler,1966）

（a）大西洋剖面（據米康，1962）；（b）東太平洋剖面（據H.W.米納德，1969）；（c）南太平洋剖面

三條不同海域的過洋中脊的地形圖，是各地洋中脊不斷變化形成的縮影，顯而易見，他們共同具有的特徵就是從洋中脊中心向兩側逐漸變緩，形成了中間高、兩側低的勢態，這是地幔物質因膨脹、體積變大、外逸卸載所造成。因此，在計算地球膨脹的體積改變數時，應按照如下算式計算（見圖4-6）：

地球動力與運動

式中：V₁——由表面積改變數換算所得體積改變數，單位：km³。換算式如下：

地球動力與運動

V₂——洋中脊的多餘外逸量，單位：km³。算式如下：

地球動力與運動

ζ——調節數，單位與其他項一致，為遺漏量或計算誤差，可正可負，其絕對值相比之下應為小。

式（4-7）中，R_A為地球膨脹前的地球半徑；R_△為地球膨脹後地殼半徑的伸長量。由於地殼的張裂，地幔膨脹一方面通過地殼的裂口外逸部分岩漿，另一方面直接將地殼向「外」推開而擴展自身空間，R_△即為這種效應的改變數；R_B為地球膨脹後最終量，與R_△之間的增量等於洋中脊在R_B之外的多餘量，它是洋中脊的凸隆體積部分碾平後覆蓋地球表面所形成的厚度值（參閱圖4-6）。

圖4-6地球膨脹參數關系

式（4-9）中，i值的改變表示洋中脊的不同，不同的洋中脊有不同的分布范圍和不同的高度、不同的體積，計算式如下：

地球動力與運動

式中，S為洋中脊的橫斷面面積；dl為微元的長度。

1.3地球膨脹所產生的半徑改變數（△R）

由圖4-6可知，地球膨脹運動所產生的地球半徑的改變數計算式為：

地球動力與運動

也可由下式計算：

地球動力與運動

式中，R_A或R_B可以通過現代地球物理探測方法獲得，按照地球目前處於近銀點附近的一般觀點，地球正處於地球收縮期，地球現在的半徑測值既不是R_A，也不是R_B，要想獲得R_A或R_B，還要計算地球在喜馬拉雅造山運動時期的地球半徑改變數。

地球半徑的改變數也可以通過體積改變數和表面積改變數直接計算獲得。

2.地球的膨脹階段劃分

自從人們認識了地球曾經發生過膨脹運動後，有關地球膨脹的模式就一直成為人們探求的課題。在本書內容形成以前，有四種膨脹模式較為突出：單一膨脹式、非對稱膨脹式（凱里模式）、威廉斯模式、脈沖膨脹式。四種有關地球的膨脹模式，由於缺乏系統理論的指導，盡管在某一方面或某幾方面考慮周到，但總不能避免局限性，有時甚至出現不能自圓其說的局面。

我們說地球的膨脹體現有兩種，一種是短周期的膨脹，主要是由於地球繞太陽運行受太陽的作用而引起，體現在地球大氣層的變化上；另一種是長周期的膨脹，主要是由於地球繞銀核運行受銀核的作用而引起，體現在地球的岩石圈的變化上。地球膨脹是由於地球受到了膨脹力作用，這種作用力實質上是一種脹縮力。在地球軌道一周內，一段時期表現為膨脹力作用，而在另一段時期內則表現為壓縮力作用。地球所受膨脹力既不是一概增大的過程，也不是單調減小的過程，而是在壓縮力之後表現為單調增加，當達到極大值後又表現為單調減小，是一種含周期性函數特徵的作用力，在這種力作用下，地球的膨脹表現在地球半徑的增量△R隨時間呈一種幅度、跨度為非對稱的曲線形態，這種形態可用圖4-7加以示意，由此可見，在地史長河中，地球的半徑在「增加—減小—增加—減小」的循環往復中逐漸地增長。

圖4-7膨脹過程中地球半徑增量隨時間變化關系曲線示意圖

膨脹力作用於地球使地球發生膨脹的過程可分為四個階段：表面積擴充階段、體積擴充階段、膨脹力持續增大作用階段、膨脹力持續減小直至為零作用階段，各階段用圖簡示如圖4-8。

圖4-8陸塊的張裂過程

1—地球膨脹使陸塊分裂而增加地球表面積；2—地球繼續膨脹使地幔外逸而增加地球體積；3—地球受不斷增大的膨脹作用，地球表面積、體積體積變大的同時、岩漿大量外逸，洋中脊越來越向外凸出；4—地球仍在膨脹，但作用力逐漸變小，岩漿外逸量逐漸減小，洋中脊向內凹進

2.1表面積擴充階段

地球的表面積擴充階段是指地球從地殼發生張裂開始到岩漿從裂谷中逸出前的階段。

地球受到膨脹力作用後，地球的各個層圈都將發生膨脹改變，這些改變數全部體現在包裹在外的地殼上，由於膨脹所引起的體積增加必須通過表面積的增加來完成，所以，作為剛性體的地殼發生張裂，張裂氛圍板間張裂和板內張裂，張裂逐漸加深加寬，一方面完成了體積增量的空氣填充，主要的一方面是使地球的表面積得到了擴張。這樣的張裂過程在地球膨脹的最初階段，隨著地球體積的變大，由裂縫—裂口—裂谷逐漸展開的（圖4-9）。

圖4-9板塊的破裂與運動過程

A—板塊在地球的脹縮力作用下在中部發生破裂；B—隨著持續膨脹，裂縫形成開口；C—形成裂谷

2.2體積擴充階段

地球的體積擴充階段是指岩漿從裂谷中逸出開始，到岩漿停止持續流出為止。這一階段實質上包含了後面即將談到的兩個階段。

盡管地球的體積膨脹從理論上講是在地球受膨脹力作用開始的瞬間就已經開始，但卻無法在實際中將這一起點劃分出來。將地球的體積擴充階段的起點定在岩漿開始從裂谷中大量外逸，是具有實際意義和理論意義的。

2.3岩漿外逸量持續增大階段

岩漿外逸量持續增大階段是指岩漿從裂谷中大量逸出開始，到岩漿外逸量突然急劇下降前為止，在洋中脊變化曲線上表現為上升趨勢出現急劇下降（如圖4-10）。

圖4-10大西洋洋中脊所表現的地球體積膨脹階段

A—岩漿外逸量持續增大階段；B—岩漿外逸量持續減小階段

當裂谷中開始出現大量外逸的岩漿時，表明地球內部物質的體積增大速度大於地殼膨脹速度，地球的整體膨脹開始向新的動態發展。當膨脹力持續作用，內部物質體積膨脹量越來越大，由於地殼的重載使岩漿的外逸量越來越大，形成了從裂谷最初的外逸岩漿之處向洋中脊方向越來越凸出的地形特徵（見圖4-5）。

2.4岩漿外逸量持續減小階段

岩漿外逸量持續減小直至為零的作用階段是指岩漿外逸量突然急劇下降開始到岩漿停止持續流出為止（見圖4-10）。

顯然，圖面顯示出這一階段在洋脊變化曲線上為非對稱性，是可以理解的，岩漿的外逸從第三階段到第四階段，從一種動態平衡狀態向另一種狀態過渡，由於膨脹的增量出現減小，而地球各個圈層向外膨脹的邊界條件（包括地殼板塊的鬆散環境）、岩漿外逸口的大小等並沒有發生改變，所以會出現各種對稱與非對稱的洋脊形態。

從時間上講，圖4-10中的A、B兩階段是不相等的；從膨脹的改變數來講，A、B兩階段也是不相同的。圖中距離長短的不一是因為B階段為膨脹力作用的後期，地球盡管還在膨脹，但膨脹增量越來越小，經過了A階段持續加大過程，這時，地球的持續減小的膨脹增量主要體現在地球半徑的膨脹上，由於B階段地球整體膨脹已經足以完成因膨脹力作用而產生的地球體積的改變數，所以，岩漿的外逸量越來越少，而A階段則是因地球整體膨脹速度不足以平衡體積改變數。

2.5地球收縮階段

地球結束了膨脹力作用，變成完全受收縮力作用的階段，在此階段，地球的半徑持續變小。

3.關於地球的膨脹造山問題

如果說膨脹時期的地球也能造山的話，無疑這山是指洋中脊（也稱海隆）了。地史上曾經出現過一種地球膨脹造山的說法，即馬欽斯基（M.Matschinski,1953）所提出的觀點。他是在地球膨脹說的氛圍里提出的，其目的只是為了解釋地球在膨脹時可以造山，盡管存在很多疑問，但這一觀點卻無疑給人一種新的思路。他認為，地球膨脹時由於膨脹速率不同，出現地幔膨脹後的曲率與地殼膨脹後的曲率不同而形成地殼的懸空，在重力作用下，板塊的中部出現了推覆造山作用。馬欽斯基的膨脹造山模式給人啟發是：地球在膨脹時是有可能在局部地區發生造山作用的，如地球在潮汐力作用下，發生局部膨脹，當這種潮汐波傳播走後，即可形成馬欽斯基所描述的情形。當然，由潮汐力引起的局部膨脹在地球發生收縮運動時也可以產生。

以上論證了地球膨脹的有關參數計算問題，並進行了相關階段的劃分，採用的是一套歸納思維方法，主要根據已有的證據來求取變化參數，屬於後驗性，對預測幫助較小。後面還將提出一套根據地球所在軌道位置計算預測以後不同時間段內將要發生的變化及變化量的理論演算法。

『陸』 齒輪的基本參數、定義、演算法

基本參數：

齒輪：

輪緣上有齒能連續嚙合傳遞運動和動力的機械元件，是能互相嚙合的有齒的機械零件。大齒輪的直徑是小齒輪的直徑的一倍。

如果大齒輪不動，小齒輪沿大齒輪公轉一周，小齒輪自轉幾周？反過來，如果小齒輪不動，大齒輪沿小齒輪公轉一周，大齒輪自轉幾周？大齒輪不動，小齒輪沿大齒輪公轉一周，小齒輪自轉一周；當小齒輪不動，大齒輪沿小齒輪公轉一周，大齒輪自轉一周半，即在240°位置自轉一周，360°位置自轉一周半，480°位置自轉兩周，720°位置自轉三周。

演算法：

1、齒頂圓直徑=（齒數+2ha*）*模數

2、分度圓直徑=齒數*模數

3、齒根圓直徑=（齒數-2ha*-2*hc*）*模數

4、對於標准齒輪：ha*=1,hc*=0.25;其他非標准齒輪另取；比如：M4、齒32

5、齒頂圓直徑=（32+2*1）*4=136mm

6、分度圓直徑=32*4=128mm

7、齒根圓直徑=（32-2*1-2*0.25） *4=118mm這種計算方法針對所有的模數齒輪（不包括變位齒輪）。

8、模數表示齒輪牙的大小。齒輪模數=分度圓直徑÷齒數

『柒』 KDJ的定義 ，及其三個參數的演算法公式

第一，kdj的定義：
kdj全名為隨機指標(stochastics)，由美國的喬治*萊恩（george lane）博士所創，其綜合動量觀念，強弱指標及移動平均線的優點，也是歐美證券期貨市場常用困盯的一種技術分析工具。kdj是一個隨機頌尺段波動的概念，反映了價格走勢的強弱和波段的趨勢，對於把握中短期的行情走勢十分敏感。

第二，三個參數的計算公式：
以9日周期的kdj為例，首先算出最近9天的「未成熟隨機值」即rsv值，其的計算公式如下： rsvt＝（ct－l9）／（h9－l9）＊100 式中： ct---當日收盤價 l9---9天內最低價 h9---9天內最高價。得出rsv值後，便可求出k值與d值：k值為rsv值3日平滑移動平均線，而d值為k值的3日平滑移動野譽平均線三倍k值減二倍d值所得的j線，其計算公式為： kt＝rsvt／3＋2＊kt-1／3 dt＝kt／3＋2＊dt-1／3 jt＝3＊dt－2＊kt 經過平滑運算之後，起算基期不同的kd值將趨於一致，不會有任何差異，k值與d值永遠介於0至100之間。

『捌』 PID演算法的參數怎麼確定

不知道你的pid 表是控制什麼的，我們用來控制蒸汽薄膜閥動作來控制溫度的，而且一般表都有pid 自診定，表自身能計算出適合的pid 值。我的經跡絕驗是，p值最重要，一般p值越小，控制的動作反應越快，I 值和D 值只是幫助控制的效果更好。x0dx0a和你說下在我們設備的一個經驗值里，P＝3，I＝60，D＝90，希望對你有所幫助。很多的控制也都是慢慢試驗出來的pid 值。因為各種應用場合千差萬別，游游不好根據公式計算出pid 值。 x0dx0a以下摘自網路：x0dx0aPID控制方式的具體流程是計算誤差和溫度的變化速度進行PID計算，先以P參數和誤差計算出基礎輸出量，在根據誤差的累積值和I參數計算出修正量，最終找出控制點和溫度設定點之間姿磨姿的平衡狀態，最後在通過溫度的變化速率與D參數控制溫度的變化速度以防止溫度的劇烈變化。進行整定時先進行P調節，使I和D作用無效，觀察溫度變化曲線，若變化曲線多次出現波形則應該放大比例（P）參數，若變化曲線非常平緩，則應該縮小比例（P）參數。比例（P）參數設定好後，設定積分（I）參數，積分（I）正好與P參數相反，曲線平緩則需要放大積分（I），出現多次波形則需要縮小積分（I）。比例（P）和積分（I）都設定好以後設定微分（D）參數，微分（D）參數與比例（P）參數的設定方法是一樣的。

『玖』 地球收縮運動的參數演算法與階段劃分

從地球膨脹說，到地球收縮說、地球脈動說，再到地球周期性脹縮論，人類認識地球運動的本質過程經歷了從歸納推理到演繹推理到綜合認識的演變，這種認識的轉變完成了從最初的依據現象假說本質上升到理論聯系實際的哲學過程。

在上一節里，討論了地球膨脹過程的問題，我們說地球膨脹包含兩方面內容：一是指地球的整個脹縮運動過程呈膨脹的趨勢；二是指地球周期性脹縮過程中的膨脹過程，因此，在討論地球膨脹階段劃分時，特意將地球收縮階段單列出。本節的主要論點則集中在地球收縮運動方面。

地球的收縮運動是人們最早認識的地殼構造運動之一。本節將在總結地球收縮運動證據的基礎上，提出地球陸塊中央的推覆運動模式。對因地球收縮所產生的周長改變數（△L）、半徑改變數鍵則帶（△R）、體積改變數（△V）等，分別建立理論計算公式，並對公式中有關參數的取值辦法做出相應說明。將地球在收縮力作用下發生收縮運動的過程分為四個階段，即：體積縮小的初始階段；周長、表面積減小階段；收縮力持續增大作用階段；收縮力持續減小作用階段。

對地球收縮過程中發生的板塊匯聚與沖撞進行理論劃分，認為板塊之間的壓縮效應可分為6種，即：上舉式、下沉式、入覆式、包嵌式、推疊式、鉚鉤式等。

1.收縮參數的求取

1.1地球收縮所產生的周長改變數（△L）

設地球膨脹後收縮前的周長為L_A，地球收縮運動結束後切膨脹前的周長為L_B，則地球收縮運動所產生的周長改變數

地球動力與運動

式中各參數的單位可以是m、km，但計算中要注意前後單位的統一。

實際工作中，地球周長的改變數可按下式求取：

地球動力與運動

設：i=1,L₁為洋殼縮短量（km）;

i=2,L₂為山體縮短量（km）;

i=3,L₃為海溝縮短量（km）;

i=4,L₄為板緣推覆縮短量（km）;

i=5,L₅為板內推覆縮短量（km）;

i=6,L₆為逆斷裂超覆縮短量（km）;

i=7,L₇為地層褶皺縮短量（km）;

k為遺漏項縮短量（km）。

這盯蔽樣，式（4-14）簡化為：

地球動力與運動

在運用式（4-15）時，有兩點一定要注意：一是，計算時應該是同一高度，特別是全球性的數據問題，如果沒有統一的高度，你用海拔0線，他用海拔10m線，或者此地用一個高度值，彼地用另一個高度值，那麼，所得結果存在誤差，應該根據全球海平面加以校正；二是，計算應該在同一個過地球球心的切面圓周上進行，否則，所統計的結果極容易擴大。

實際計算中，式（4-15）的每一項都是一個累計求和公式：

地球動力與運動

i的變化表示統計項的不同，j的變化表示統計地區的不同。這樣，式（4-15）可改寫成如下完整形式：

地球動力與運動

計算辦法大多是現成的，如平衡剖面法，古地磁分析法等。

平衡剖面法用來計算L₂、L₄、稿蘆L₅、L₆、L₇已有廣泛的報道，如曾融生等在計算了喜馬拉雅—祁連山的大陸碰撞過程後，得出自50Ma印度次大陸和羌塘塊體向特提斯喜馬拉雅和拉薩塊體地殼擠入的長度分別為508km和429km，等。

古地磁分析法用來計算L₁，是一種較能被人接受的辦法，盡管誤差可能較大，但目前卻較為現實。用古地磁數據計算板塊間的洋殼消失量的步驟：第一，選定邊界條件。找出即將工作的線路應該屬於統計地球圓周的線路，選准海拔面所對應的目的層系，找到板塊間的縫合處。第二，分析古地磁數據。在縫合帶兩側不同的板塊上取得各種不同年齡岩石的磁化數據，確定古地磁緯度，做出每一塊岩石形成磁化時古磁緯度圖。第三，計算洋殼消失量。比較兩板塊之間的相對位置，劃定計算的地史時間段，計算洋殼消失的長度。

由於海溝一直以來被認為是洋殼的消亡處，並沒被認為是地球收縮時的產物之一，所以，關於海溝使地殼長度縮短的問題幾乎無人計算。計算海溝的縮減量也可以按照上述方法進行。如果想避開海溝，找一條不過海溝的切面也是可以的。

計算地殼周長的縮短量，應該視所選切面的圓周上是否包含式（4-17）中的各項因素，並不是所有的路徑都含有洋殼的縮短問題、海溝問題等，計算前可以先進行歸類。

圖4-16是關於塔里木盆地西北緣柯坪造山帶的構造改變數的恢復情況，可見，近東西向的I線推覆量為80km，Ⅱ線推覆量為68km，近南北向的BB′線（圖4-16乙）在沒有消除東西向推覆影響的前提下，所算出的縮短量達到50%，而CC′線（圖4-16丙）的縮短量有28%，這樣在喜馬拉雅造山期，僅柯坪地區就至少完成了地殼表面積1564km²的收縮量（蔡東升，等，1996）。

1.2地球收縮所產生的半徑改變數（△R）

在獲得周長改變數之後求半徑改變數，可按下式計算：

地球動力與運動

圖4-16塔里木盆地西北緣柯坪造山帶構造恢復情況（據蔡東升等，1996）

甲—東西向平面斷裂恢復；乙—BB′平衡剖面；丙—CC′平衡剖面

1.3地球收縮所產生的體積改變數（△V）

地球的體積改變數由下式計算：

地球動力與運動

式（4-19）中的R_A或R_B可以通過現代地球物理方法測定，而另一個可求。

可以確定，由於地球的脹縮力在作用時間和作用力絕對值方面存在著差異，地球的膨脹力雖然作用時間較短，但絕對作用力大，所以，所得地球膨脹的體積改變數、半徑改變數、表面積改變數、周長改變數的絕對值都將比地球收縮的對應量的絕對值大。就是說地球每繞銀核一周，體積將越來越大。

2.地球的收縮模式

收縮力作用於地球的整個階段無疑都使地球表現為體積的收縮，為了分析問題的方便，現將地球在收縮力作用下發生收縮運動的過程分為四個階段，即：體積縮小的初始階段，周長、表面積減小階段，收縮力持續增大作用階段，收縮力持續減小作用階段。

2.1體積縮小的初始階段

地球體積縮小的初始階段是指地球從受收縮力作用開始到地殼進行縮短之前的階段，是一種理想的階段，實際上無法判斷。

即使不考慮溫度、物態對物體壓縮效應的影響，由於地殼的絕對厚度遠小於地球其他層圈的厚度，所以，在同一收縮力作用場的作用下，相等的時間內，地殼的縮短量遠小於其他層圈的縮短量累加值。那麼，在地球縮小的初始階段（假定沒有地殼的斷裂或者形變），就會在岩石圈和軟流圈之間形成一個空腔層（見圖4-17），如果將空腔的內球和外球殼形成內接，則在內接點的對應側，出現大體積的空缺，使外層岩石圈形成懸空狀態，從而了地殼發生收縮運動的環境。

圖4-17地球收縮的初始階段示意圖

（a）地球收縮時各層圈都將產生縮小量，岩石圈的縮小量是其他層圈縮小量的千分之幾；（b）將這些縮小量在一側富集，形成了大量的空腔（實線代表收縮前，虛線代表收縮後）

2.2周長、表面積縮小階段

周長、表面積縮小階段是指地殼開始大范圍的出現壓應斷裂到地殼停止大范圍出現壓性斷裂的階段。這一階段實質上包含了後面即將談到的兩個階段。

任何的破碎都是在地殼的最脆弱處進行，地殼板塊的結合處無疑是最易破碎處（圖4-18），當地球收縮，在岩石圈下產生體積空腔後，地殼在其自身重力作用下，將壓力向球殼的四周傳遞，當壓力遇到受力易碎處時，就會形成水平方向的壓縮力（圖中放大虛框內）。板塊1與板塊2之間的壓縮效應可分為6種（見圖4-19）。

圖4-18地殼板塊的結合處為地殼收縮的優先點，重力可以轉變成水平壓力

圖4-19地球收縮時板塊間所體現的壓縮方式示意圖

（a）上舉式（高聳山脈）；（b）下沉式（海溝）；（c）入覆式；（d）包嵌式；（e）推疊式；（f）鉚鉤式；A—原板塊結合處

圖4-19中所列各種並沒有包含地殼縮短方式的全部，僅僅是羅列了發生在板塊之間的幾種大型的使地殼縮短的方式，如圖4-20所列方式以及發生在板塊內部的小型逆斷裂等均未加以考慮。

圖4-20印度—歐亞大陸之間的碰撞過程示意圖

（1）上舉式：這是一種大陸和大陸之間的碰撞方式。一般地，由於大陸和大陸在結合處具有相等或相近的厚度，使得水平壓力的受力面積相等，在結合面上形成「僵持」。另外，地球的球體外形使結合面兩側的陸塊保持上凸狀態，因此，在壓力的持續作用下，陸塊與陸塊最先跟從的方向為向球外突出，即上舉。上舉變形描述的只是大陸與大陸因地球收縮導致形變的初步，緊隨其後的是岩石破碎、斷裂、岩層沿斷裂面的滑動等，極易造成上舉的結束。

（2）下沉式：也是一種大陸和大陸之間的碰撞方式。如果下沉式發生在收縮力持續增加階段，則下沉式為上舉式的繼續，如果下沉式在收縮力持續減小階段產生，則下沉式的結果可能是海溝的一種。

當下沉式作為上舉式的繼續時，其形成機制是這樣的：當A兩側岩層上舉，岩層所受作用力超過岩石的最大載荷發生斷裂，造成地殼的第一次縮短，縮短量為斷裂段的長度。在收縮力的持續作用下，主體段將繼續相向靠攏，理論上將發生第二次上舉，但是，因為第一上舉的最後結果形成了斷裂後的岩石堆積，其產生的重力壓力改變了A處的初始邊界條件，造成了A兩側板塊結合帶呈下凹態勢，從而導致了陸塊與陸塊的下沉式出現。

引入注目的印度—歐亞板塊的碰撞過程，其實包含了上舉和下沉的發展過程，盡管之前可能有其他形式的板塊間的碰撞，但那已不是陸塊和陸塊之間的碰撞（見圖4-20）。

（3）入覆式：這是一種厚的板塊1和薄的板塊2發生碰撞體現最多的一種方式。在結合面上，薄殼的承壓面小於厚殼的承壓面，因而，薄殼的壓應力大於厚殼的壓應力（圖4-21），在持續的壓力作用下，薄殼就像一把尖刀，輕松地插入或切削厚殼，最後形成薄殼潛入、厚殼上覆的「入覆式」地殼縮短模式。一般地，洋殼較陸殼薄，所以在板塊的碰撞過程中，洋殼總是在陸殼之下出現。

圖4-21薄殼板塊和厚殼板塊碰撞時的承壓分析

（a）厚殼，具有大的承壓面，因而，單位面積承壓量較小；（b）薄殼，具有小的承壓面，因而，單位面積承壓量較大

（4）包嵌式：也是一種厚的板塊1和薄的板塊2發生碰撞的方式，與入覆式不同之處在於薄殼沒有切削厚殼，也不是潛入到厚殼底下，而是嵌入到厚殼之中，將厚的板塊分成上下兩部分，形成厚殼包著薄殼，薄殼嵌入厚殼的包嵌式地殼縮短模式。其承壓分析同入覆式。

（5）推疊式：當A兩側板塊物性相差較大時，板塊碰撞就會產生一側較另一側更易破裂的形變，從而形成推疊式的地殼縮短模式。這是自然界較發育的一種模式。

（6）鉚鉤式：這是一種收縮力持續減小階段產生的板塊碰撞模式，它是推疊式發育不全的產物。當收縮力使地殼碰撞發生了形變後，持續的收縮力越來越小，以後所產生的壓力形成慢慢釋放的狀態，以至不能再改變岩石，形成了鉚鉤式。

2.3地球周長改變數持續增大階段

地球周長改變數持續增大階段是指地殼開始大范圍的出現壓應斷裂到老地層不斷出現在新地層之上、陸塊運移速度迅速並持續增加的階段。由於收縮力的持續作用，地殼內部物質的收縮量越來越大，「空腔」在單位時間內形成的體積越來越大，導致地球固體表層的承壓力越來越大，地殼的形變強度也就越來越大，板塊間在完成最初的幾種模式接觸碰撞後，為適應越來越大的地殼縮短量，即產生強烈的、急促的變形，地殼主體的不斷跟進，使原本破碎的斷塊不斷地向外逃逸，形成老地層的接連暴露、飛來峰等。此階段為地殼縮短的黃金時段，在此時段，那些完成了入覆式碰撞的板塊相對運動，則體現出洋殼的急速減退，陸塊運移速度迅速加大，如果是封閉的或具有狹窄出口的海洋，此時會形成海進的假象，這種假象的持續時間有半個地球收縮期到整個地球收縮期長，這種假象只有等下一次的地球膨脹運動才消失，但又將造成新的假象。

2.4地球周長改變數持續減小階段

地球周長改變數持續減小階段是指老地層不再覆蓋新地層、板塊運移速度不再迅速提升到地殼停止大范圍出現壓性斷裂的階段。

在這一階段里，地殼的彎曲變形幅度由強變弱，慢慢消失。體現在山區地貌上的特徵是，由推覆斷裂或大型逆掩斷裂邊緣到盆地邊緣是幅度逐漸變小的背斜帶，最後生成的背斜兩翼甚至沒有斷裂。如准噶爾盆地的南緣山前褶皺帶、昆侖山北緣山前褶皺帶等，即是本階段產物。

綜上所述，如果選定一個切面，確定了在這個切面上需要計算的時代地層，在滿足了計算前提條件下，分析出這個切面的地殼收縮包含了上舉式、下沉式、推疊式、鉚鉤式和板內褶皺與逆斷裂幾種地殼的縮短方式。通過計算，分別獲得了各種方式的地殼縮短量為△L₁、△L₂、△L₃、△L₄、△L₅（見圖4-22），則地殼在這次收縮運動中周長總收縮量及地殼收縮前的長度可求。

圖4-22地球周長的收縮方式示意圖

L—地球收縮前的周長；L′—地球收縮後的周長；△L—地球周長收縮量

3.關於地球收縮過程中的地方性裂谷形成

如果以2.5×10⁸a作為地球繞銀核的周期，以地球目前處於收縮力持續減小作用階段為置信水平，那麼，地球發生收縮運動的時間長度為約為1.269×10⁸a，這是一個漫長的時間段，在這個時間段內，地球還將繞太陽旋轉1.269億多周，地球受銀核與太陽的潮汐力作用形成地球—太陽—銀核一線的機會為2.54億次，如果形成潮汐干涉的幾率為億分之一，則在地球的收縮期內出現地幔潮汐因干涉加強振幅的次數為2～3次，因地幔物質的局部富集而出現局部膨脹，從而將出現在地球收縮過程中的地方性裂谷。

圖4-23一個擠壓式地塹的例子（據Wise,1963：轉引自王燮培等，1992）

地球收縮期形成裂谷和地塹的現象常見報道，如圖4-23的例子。

那些在擠壓作用之後出現的伸展作用所造成的山中地塹的構造格局的現象也常被人們研究，如：西歐地塹、秘魯的安第斯山西部地塹（如圖4-24）等。

圖4-24安第斯山（秘魯）概略剖面圖（據M馬托埃，1982）

剖面西部發生伸展，東部發生擠壓

圖4-23這類與擠壓相伴隨的張性構造，是屬於應力轉換的結果，主要作用力與次生作用力的力源相同，都是擠壓力，擠壓與引張形成的構造在同一地點。圖2-24這類在擠壓期形成的張性構造，背景為擠壓的，局部為張性的，力源不同，擠壓力為地球收縮期的大背景力，張性力為地球的潮汐力形成局部峰值所造成，兩者作用為先後關系，形成的構造可以不在同一地點。

4.關於地球收縮過程中的地方性海侵

當地球收縮時，收縮力持續增加，地殼周長將會迅速減小，導致板塊相對位置改變的速度急速變化，如果這時在兩個相對位置迅速的陸塊之間為封閉的海洋或開口較小的海洋，那麼，在此兩陸塊間將出現海侵（或海平面上升）。

5.小結

地球的膨脹運動和收縮運動是地球運動產生地質改變的兩個大的單元，是不可抗拒的運動，地球上的板塊運動屬於球面質點運動的一部分，被包含於其中，在各種計算因素中可清楚地看出這點。在礦產普查與勘探中，總是要涉及到各種斷裂和褶皺，我們深信，關於地球膨脹階段和地球收縮階段的劃分及其各種模式的建立，對油氣勘探領域、構造單元等的劃分將產生幫助。

『拾』 市盈率通道怎麼計算出來的 知道的高人能說下具體的參數和演算法么

談論起市盈率，這可真的是愛恨兼並呀，有人說它非常好用，有人說它非常的不好用。那它到底是不是有用呢，又怎麼去用呢？

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一、市盈率是什麼意思？

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它的運算方式是：市盈率=每股價格(P)/每股收益(E)=公司市值/凈利潤

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那就代表了市盈率越低越好，投資價值越大？當然不是，市盈率是不能隨隨便便的這么來套用，為什麼呢，接下來好好說下~

二、市盈率高好還是低好？多少為合理？

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假如有每股79塊多的xx股票，如果你准備投入8萬，你可以買十手，分4次來買，不必一次性買完。

認真觀察了近十年來的市盈率，發現了市盈率的最低值在這十年裡為8.17，XX股票在這個時候市沒橘盈率是10.1。所以我們就可以將8.17-10.1市盈率一分為五，切成五個同等的小區間，每達到一個區間就買一次。

假如，市盈率到達10.1的時候開始買入一手，市盈率下跌至9.5買入2手，等到市盈率到了8.9就可以買入3手了，市盈率下跌至8.3買入4手。

安心把手中的股份拿好，市盈率每下降一個區間，就會計劃著買入。

一樣的道理，如果股票價格上漲了，可將高的估值區間放在一起，依次將自己手裡的股票全部拋售。

應答時間：2021-08-20，最新業務變化以文中鏈接內展示的數據為准，請點擊查蘆祥看