参数和算法

‘壹’ 卷积神经网络模型参数量和运算量计算方法

本文是对卷积神经网络模型参数量和浮点运算量的计算推导公式和方法，使用API自动计算这些数据请移步另一篇博客： 自动计算模型参数量、FLOPs、乘加数以及所需内存等数据

其中 表示输出通道数， 表示输入通道数， 表示卷积核宽， 表示卷积核高。
括号内的 表示一个卷积核的权重数量，+1表示bias，括号表示一个卷积核的参数量， 表示该层有 个卷积核。
若卷积核是方形的，即 ，则上式变为：

需要注意的是握雀，使用Batch Normalization时不需要bias，此时计算式中的+1项去除。

FLOPs是英文floating point operations的缩写，表示 浮点运算量 ，中括号内的值表示卷积操作计算出feature map中一个点所需要的运算量（乘法和加法）， 表示一次卷积操作中核御的乘法运算量， 表示一次卷积操作中的加法运算量，+ 1 表示bias，W和H分别表示feature map的长和宽， 表示feature map的所有元素数。
若是方形卷积核，即 ，则有：

上面是乘运算和加运算的总和，将一次乘改皮岩运算或加运算都视作一次浮点运算。
在计算机视觉论文中，常常将一个‘乘-加’组合视为一次浮点运算，英文表述为'Multi-Add'，运算量正好是上面的算法减半，此时的运算量为：

值得注意的是，最初由feature map flatten而来的向量视为第一层全连接层，即此处的 。
可以这样理解上式：每一个输出神经元连接着所有输入神经元，所以有 个权重，每个输出神经元还要加一个bias。
也可以这样理解：每一层神经元(O这一层)的权重数为 ，bias数量为O。

其中
中括号的值表示计算出一个神经元所需的运算量，第一个 表示乘法运算量， 表示加法运算量，+1表示bias， 表示计算O个神经元的值。

分组卷积和深度分离卷积的情况待更……

‘贰’ 消防巡检柜的定货参数以及算法怎么来计算的

消防巡检柜有功率和路数两个基本参数，功率常用的有20kw、30kw、45kw、55kw、60kw、75kw、罩巧90kw。
路弯森数是物闹键根据喷淋泵和消火栓泵的个数计算的，有几个泵就要几路，一般有2路、4路、6路、8路也有可能还有更高的，

‘叁’ 校验参数的加密方式及算法

您好：
1、常用密钥算法 ：
密钥算法用来对敏感数据、摘要、签名等信息进行加密，常用的密钥算法包括：
DES（Data Encryption Standard）：数据加密标准，速度较快，适用于加密大量数据的场合； 3DES（Triple DES）：是基于DES，对一块数据用三个不同的密钥进行三次加密，强度更高；
RC2和 RC4：用变长密钥对大量数据进行加密，比 DES 快；
IDEA（International Data Encryption Algorithm）国际数据加密算法，使用 128 位密钥提供非常强的安全性；
RSA：由 RSA 公司发明，是一个支持变长密钥的公共密钥算法，需要加密的文件快的长度也是可变的；
DSA（Digital Signature Algorithm）：数字签名算法，是一种标准的 DSS（数字签名标准）；
AES（Advanced Encryption Standard）：高级加密标准，是下一代的加密算法标准，速度快，安全级别高，目前 AES 标准的一个实现是 Rijndael 算法；
BLOWFISH，它使用变长的密钥，长度可达448位，运行速度很快；
其它算法，如ElGamal、Deffie-Hellman、新型椭圆曲线算法ECC等。
2、单向散列算法 ：
单向散列函数一般用于产生消息摘要，密钥加密等，常见的有：
MD5（Message Digest Algorithm 5）：是RSA数据安全公司开发的一种单向散列算法，MD5被广泛使用，可以用来把不同长度的数据块进行暗码运算成一个128位的数值；
SHA（Secure Hash Algorithm）这是一种较新的散列算法，可以对任意长度的数据运算生成一个160位的数值；
MAC（Message Authentication Code）：消息认证代码，是一种使用密钥的单向函数，可以用它们在系统上或用户之间认证文件或消息。HMAC（用于消息认证的密钥散列法）就是这种函数的一个例子。
CRC（Cyclic Rendancy Check）：循环冗余校验码，CRC校验由于实现简单，检错能力强，被广泛使用在各种数据校验应用中。占用系统资源少，用软硬件均能实现，是进行数据传输差错检测地一种很好的手段（CRC 并不是严格意义上的散列算法，但它的作用与散列算法大致相同，所以归于此类）。
3、其它数据算法 ：
其它数据算法包括一些常用编码算法及其与明文（ASCII、Unicode 等）转换等，如 Base 64、Quoted Printable、EBCDIC 等。

‘肆’ 各种计算方法中的相关参数

地下水地源热泵适宜区可开采资源量的计算方法有水热均衡法和地下水量折算法，本项目选择地下水量折算法；地埋管地源热泵经济区可开采资源量采用换热量现场测试法计算。对评价方法及相关参数分别介绍如下。

图5-2可开采资源量评价框架图

1.体积法评价方法

利用体积法进行评价计算时，应先确定潜水水位，再确定主要地层厚度、物性参数。

（1）在包气带中，其浅层地温能静态储量按下式计算：

北京浅层地温能资源

式中：Q_R——浅层地温能储存总量，kJ;

Q_S——岩土体中的热储存量，kJ;

Q_W——岩土体所含水中的热储存量，kJ;

Q_A——岩土中所含空气中的热储存量，kJ。

其中：

北京浅层地温能资源

式中：ρ_S——岩土体密度，kg/m³;

C_s——岩土体比热容，kJ/（kg·℃）；

φ——岩土体的孔隙率；

M——计算面积，m²;

d₁——包气带厚度，m；

ΔT——利用温差，℃。

北京浅层地温能资源

式中：ρ_W——水的密度，取1000kg/m³;

C_W——水的比热容，取4.18kJ/（kg·℃）；

ω——岩土体的含水率；

北京浅层地温能资源

ρ_A——空气的密度，取1.29kg/m³;

C_A——空气的比热容，1.008kJ/（kg·℃）。

（2）在含水层和相对隔水层中，其地热能储存量按下式计算：

北京浅层地温能资源

式中：Q_R——浅层地温能储存总量，kJ;

Q_S——岩土体中的热储存量，kJ;

Q_W——岩土体所含水中的热储存量，kJ;

北京浅层地温能资源

d₂为潜水位至计算下限的岩土体厚度。

通过以上介绍，体积法计算简便、物理意义明确，而且使用范围广泛，不仅适用于松散岩层分布区的浅层地温能静态储量评价，而且同样适用于基岩地区的浅层地温能静态储量评价；不仅适用于地下水地源热泵适宜区静态储量的计算，而且适用于地埋管地源热泵经济区静态储量的计算。由于本次研究工作在国内尚属首次，故选用体积法。在本次工作的基础上，对于浅层地温能资源条件相近区域可以采用类比法进行评价，拓展评价区域范围。

体积法相关参数：根据公式（5-1）～（5-6），可以确定主要参数分为评价范围参数和岩土体物性参数两个方面，分别为：评价区域面积（M,m²）、计算厚度（d₂、d₂,m）、岩土体孔隙率（φ，%）、岩土体天然含水率（ω，%）、岩土体天然密度（ρ_s,kg/m³）、岩土体比热容［C_s,kJ/（kg·℃）]、利用温差（ΔT，℃）。

2.地下水热泵适宜区可开采资源量计算方法

（1）水热均衡法：主要通过研究区的水、热均衡计算，了解地下水的水、热储存量和水、热补排情况。

水均衡

北京浅层地温能资源

式中：q_in——补给量，m³/d;

q_out——排泄量，m³/d；

Δq_w——存量的变化量，m³/d。

在包气带中，岩土体水分的补给项有：降水入渗量、灌溉入渗量等；排泄项有：植物蒸腾量、土面蒸发量、下渗补给地下水的量等。

地下水补给项有：降水入渗量、灌溉入渗量、渠系入渗量、河流入渗量、侧向补给量、越流补给量等；排泄项有：潜水蒸发量、人工开采量、侧向排泄量、泉排泄量、河流排泄量、越流排泄量等。

热均衡

北京浅层地温能资源

式中：Q_in——热收入量，kW;

Q_out——热支出量，kW；

ΔQ——热储存量的变化量，kW。

在包气带，热的收入项有：太阳照射热量、大地热流量、地表水向岩土体散发的热量、侧向传导流入的热量等；支出项有：向大气散发的热量、向地表水散发的热量、侧向传导流出的热量等。

在地下水中，热的收入项有：太阳照射热量、大地热流量、侧向传导流入的热量等；支出项有：向大气散发的热量、水排泄带走的热量、侧向传导流出的热量等。恒温带以下，热收入项没有太阳照射热量。

（2）地下水量折算法：地下水量折算法适用于地下水地源热泵适宜区浅层地温能可开采资源量的计算，其表达式如下：

北京浅层地温能资源

式中：Q_q——评价区浅层地温能可开采量，kW;

Q_h——单井浅层地温能可开采量，kW;

n——可钻抽水井数；

T——土地利用系数。

其中：

北京浅层地温能资源

式中：Q_h——单井浅层地温能可开采量，kW;

q_w——单井出水量，m³/d；

△T——地下水利用温差，℃；

C_w——水的比热容，kJ/（kg·℃）。

土地利用系数，居民点、公共用地和其他用地的比例。根据《北京市土地利用现状遥感解译图》中草地、园地、居民及工矿用地和未利用土地面积等占土地面积的27.81%，在以上区域内，开展地下水地源热泵工程时，还要考虑建筑布局、建筑负荷需求、建筑占地面积、资源承载力、地下水连通性等因素的影响，取土地利用系数为22%（27.81%×0.8）。

地下水量折算法相关参数：根据式（5-9）～（5-10），在地下水地源热泵适宜区，利用地下水量折算法评价可开采资源量的相关参数主要有：单井出水量（q_w,m³/d）、可钻抽水井数（n）、温差（ΔT，℃）、土地利用系数（T）。

（3）地下水地源热泵适宜区可开采资源量评价方法小结：水热均衡法需要有长期动态监测数据的支撑，适用于评价浅层地温能资源可利用量的保证程度；地下水量折算法可操作性强，较好地反映了地下水地源热泵利用浅层地温能资源的特点，因此本次研究采用该方法。

3.地埋管热泵适宜区可开采资源量评价方法

（1）换热量现场测试法：换热量现场测试法适用于地埋管热泵经济区浅层地温能可开采资源量的计算，其表达式如下：

北京浅层地温能资源

式中：D_q——评价区浅层地温能可开采资源量，kW;

D——单孔换热量，kW;

n——可钻换热孔数；

T——土地利用系数。

北京浅层地温能资源

式中：k_z——综合传热系数，W/（m·℃）；

ΔT——温差，℃，即为U形管内循环液平均温度与岩土体原始温度之差；

L——双U形地埋管换热孔长度，m。

土地利用系数，居民点、公共用地和其他用地的比例与地下水量折算法相同为27.81%，开展地埋管地源热泵工程时，还要考虑建筑布局、建筑负荷需求、建筑占地面积、资源承载力等因素，取土地利用系数为8.3%（27.81%×0.3）。

（2）换热量现场测试法相关参数：根据式（5-11）～（5-12），在地埋管地源热泵适宜区，利用换热量现场测试法评价可开采资源量的相关参数主要有：综合传热系数［k_z,W/（m·℃）]、可钻换热孔数（n）、温差（ΔT）、土地利用系数（T）。

4.浅层地温能资源评价相关参数的分类

由前面评价方法的分析可知，在评价计算浅层地温能资源静态储量和可开采量时需要确定的参数见表5-1。

表5-1资源量评价相关参数分类表

5.浅层地温能资源评价相关参数的意义

（1）区域地质、水文地质条件：浅层地温能资源蕴藏在地下岩土体内，其储藏、运移以及开采利用都受到区域地质、水文地质条件的严格制约，不同区域的资源利用方式和规模存在较大差异，因此，全面了解北京平原区的地质、水文地质条件十分重要。

（2）第四系岩性厚度：北京平原是由多条河流冲洪积作用形成的，在冲洪积扇的顶部至下部，第四系厚度逐渐增大，含水层由单一、厚度较大逐渐过渡为多层、单层厚度较薄，颗粒由粗变细，岩性由砂卵砾石、粘性土互层逐渐过渡为多层的粘砂、粉细砂。

（3）浅层地温能资源条件分区：根据浅层地温能资源开发利用形式的不同，考虑到项目的初投资、运行状况以及地质环境影响等因素，结合北京市不同地区地质、水文地质条件的特点，划分出地下水地源热泵系统的适宜区、较适宜区、一般适宜区和严禁应用区，以及地埋管地源热泵系统的经济区、较经济区和欠经济区。

（4）地下水水位（m）：地下水水位是评价浅层地温能资源的一个重要参数。在评价浅层地温能资源静态储量时，将地下水面以上划分为包气带，将地下水面以下划分为饱水带，再分别计算静态储量；在评价地下水地源热泵适宜区可开采资源量时，地下水水位一方面影响单井出水量，一方面也会影响单井回灌量。

（5）变温层厚度（m）：地壳按热力状态从上而下分为变温带、常温带、增温带。变温带的地温受气温的控制呈周期性的昼夜变化和年变化，随着深度的增加，变化幅度很快变小。气温的影响趋于零的深度叫常温带，常温带以上地层厚度即为变温层厚度。

（6）岩土体天然密度（g/cm³）：单位体积岩土体的质量称为岩土体的密度。

（7）岩土体天然含水率（%）：岩土体中水的质量与岩土体颗粒质量之比，称为岩土体的天然含水率。

（8）岩土体孔隙率（%）：岩土体中孔隙所占体积与总体积之比称为岩土体的孔隙率。

（9）岩土体热导率［W/（m·℃）]：在岩土体内部垂直于导热方向取两个相距1m，面积为1m²的平行平面，若两个平面的温度相差1℃，则在1秒内从一个平面传导至另一个平面的热量就规定为该岩土体的热导率。

（10）岩土体的比热容［kJ/（kg·℃）]：单位质量的岩土体温度升高1℃吸收的热量（或降低1℃释放的热量）叫做该岩土体的比热容。

（11）单井出水量（q_w,m³/d）：抽水井的出水量（5m降深）。

（12）单位涌水量［m³/（h·m）]：单位涌水量是井抽水水位降深换算为1m时的单井出水量。

（13）渗透系数（m/d）：是综合反映土体渗透能力的一个指标，水力梯度等于1时的渗透流速。

（14）抽水井影响半径（m）：机井在抽水时，水位下降，井周围附近含水层的水向井内流动，形成一个以抽水井为中心的水位下降漏斗，这个水位下降漏斗的半径叫影响半径。

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

（16）综合传热系数［k_z,W/（m·℃）]：进行换热量现场测试，计量地埋管换热器的进出水温度、流量，在热交换达到稳定的条件下，计算得到钻孔每延长米在温度变化1℃（循环液平均温度与岩土体原始温度比）时的换热量即为综合传热系数。

（17）平均导热系数［k_p,W/（m·℃）]：该参数是利用Fluent软件模拟换热孔的温度场影响半径时需要设置的一个重要参数，也是表现当地岩土体平均换热能力的一个重要指标。其定义为在当地水文地质环境下，当传热达到稳定时，假设岩土体是匀质的，在岩土体内部垂直于导热方向取两个相距1m，面积为1m²的平行平面，若两个平面的温度相差1℃，则在1秒内从一个平面传导至另一个平面的热量就是该岩土体的平均导热系数。

‘伍’ 地球膨胀运动的参数算法与膨胀阶段划分

在论证了地球的胀缩运动以后，有关地球膨胀运动的计算及其算法、地球膨胀阶段的划分等就成为人们必须考虑的主题。

在本节里，将讨论地球膨胀阶段的地球表面积、体积、半径等参数的改变量计算方法，对如何根据实际资料求取地球膨胀的数值等技术手段做出说明，并列出相关计算公式。根据以往的研究成果对地球膨胀阶段的划分提出新的认识，将地球的膨胀划分为：表面积扩充阶段、体积扩充阶段、岩浆外溢量持续增大阶段、岩浆外溢量持续减小阶段、地球收缩阶段等。地球的膨胀过程既不是半径一概增大的过程，也非单调减小的过程，而是一种受周期性函数作用力控制的，地球半径在“增加一减小—增加—减小”的循环往复中逐渐增长。

1.膨胀参数的求取

地球膨胀的证据为我们提供了分析研究地球膨胀量的强有力资料。

在尚未论述洋中脊和海沟的特点与形成原因之前，首先假设以下条件成立：

（1）洋中脊是地球膨胀时期的产物，洋中脊的扩张范围就是地球的膨胀表面积之一。

（2）海沟是板块与板块结合地带，是一种向地幔层方向褶皱的“负向山脉”，它与洋中脊不是同期产物。

（3）假设地球膨胀时期的造山运动大约等于零，地球的表面积缩小量约为零。

（4）假设地球膨胀时期相邻两陆块之间若不被后期的洋中脊分开，就不存在显着的分离。

于是，地球的膨胀参数可以按照如下方法获得：

1.1地球膨胀所产生的表面积改变量（△S）

设地球收缩后且膨胀前的表面积为S_A，地球膨胀运动结束后且开始膨胀前的表面积为S_B，则地球膨胀运动所产生的表面积改变量

图4-4莱茵地堑综合剖面图

（a）地温剖面图（据Illies,1965）；（b）布格异常剖面（据Mieller等，1967）；（c）磁测剖面（据Roche和Wohlehberg,1969）;（d）地质剖面1（据Mueller,1969）；（e）地质剖面2（据Sittler,1967）；（f）总体剖面（据Illies,1967）

地球动力与运动

式中，各变量单位均为km²。

式（4-1）是一个理论方程，实际工作中是没法操作的。在实际工作中，地球表面积的改变量可按下式求取：

地球动力与运动

或者：

地球动力与运动

式中，S₁,S₂,S₃，…，S_n等在形成时期、单位等方面具有一致性。可以进行如下约定：

S₁——洋中脊扩张范围面积（km²）;

S₂——板块之间裂谷范围面积（km²）;

S₃——板块内部裂谷范围面积（km²）;

S₄——板块内部地堑范围面积（km²）;

S₅——板块内部所有正断裂平面张开范围面积（km²）;

S_n——相当于式（4-2）中的δ，其他可能遗漏的因地球膨胀产生的未单独列出的面积（km²）。取n=6，则S_n=S₆，即地球膨胀的表面积增加包括6方面内容。那么式（4-2）、式（4-3）可改为：

地球动力与运动

求S₁

依据假设条件，洋中脊的扩张范围就是地球的膨胀表面积，只要求得洋中脊的范围面积，即求得了S₁。显然：

地球动力与运动

式中，S₁₁,S₁₂,S₁₃，…，S_1n等，分别代表不同洋脊的扩张范围面积，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为例，说明如何计算洋脊的扩张范围：

地球膨胀发展到一定程度，首先引起固态岩石圈的张开，洋中脊的产生与发展则建立在板块或板块间的破裂基础上，随着地球的膨胀，“液”态的地幔物质膨胀速度大于固态物质的膨胀速度，因而岩浆顺着板块间的裂口向“外”拓展空间，以平衡因膨胀而产生的体积增量，这种过程在地球膨胀期内将不断地进行，在进行过程中，外逸的岩浆不断地排开最初的板块裂口，使板块之间的距离越来越大，当地球膨胀停止时，在原来的状态下，出现了扩张后的大面积增量，即为所求增量。板块最初的裂纹无疑是岩浆填充时的背景，由于板块最初的裂纹不同，洋中脊具有不同的扩张形态，其中被人们称为转换断层的裂缝，即是最初的裂纹呈折线的结果。只要圈定出板块最初裂纹，即求得了洋中脊的扩张范围，再用求积仪计算圈线所占面积。

完成全球各洋脊的扩张范围面积计算，即求得了S₁。

采用找最初弥合线—圈线—计算面积的办法，同样施于对S₂、S₃、S₄、S₅、S₆的求取，最后对所得各类面积用式（4-4）累加，即可获得地球膨胀后地球表面积的扩张增量。

1.2地球膨胀所产生的体积改变量（△V）

在获得了地球膨胀的表面积增量后，求取体积的增量显得简单一些。为了便于分析，先看几条剖面图（见图4-5）。

图4-5几条过洋中脊的地形剖面（据Heirtzler,1966）

（a）大西洋剖面（据米康，1962）；（b）东太平洋剖面（据H.W.米纳德，1969）；（c）南太平洋剖面

三条不同海域的过洋中脊的地形图，是各地洋中脊不断变化形成的缩影，显而易见，他们共同具有的特征就是从洋中脊中心向两侧逐渐变缓，形成了中间高、两侧低的势态，这是地幔物质因膨胀、体积变大、外逸卸载所造成。因此，在计算地球膨胀的体积改变量时，应按照如下算式计算（见图4-6）：

地球动力与运动

式中：V₁——由表面积改变量换算所得体积改变量，单位：km³。换算式如下：

地球动力与运动

V₂——洋中脊的多余外逸量，单位：km³。算式如下：

地球动力与运动

ζ——调节数，单位与其他项一致，为遗漏量或计算误差，可正可负，其绝对值相比之下应为小。

式（4-7）中，R_A为地球膨胀前的地球半径；R_△为地球膨胀后地壳半径的伸长量。由于地壳的张裂，地幔膨胀一方面通过地壳的裂口外逸部分岩浆，另一方面直接将地壳向“外”推开而扩展自身空间，R_△即为这种效应的改变量；R_B为地球膨胀后最终量，与R_△之间的增量等于洋中脊在R_B之外的多余量，它是洋中脊的凸隆体积部分碾平后覆盖地球表面所形成的厚度值（参阅图4-6）。

图4-6地球膨胀参数关系

式（4-9）中，i值的改变表示洋中脊的不同，不同的洋中脊有不同的分布范围和不同的高度、不同的体积，计算式如下：

地球动力与运动

式中，S为洋中脊的横断面面积；dl为微元的长度。

1.3地球膨胀所产生的半径改变量（△R）

由图4-6可知，地球膨胀运动所产生的地球半径的改变量计算式为：

地球动力与运动

也可由下式计算：

地球动力与运动

式中，R_A或R_B可以通过现代地球物理探测方法获得，按照地球目前处于近银点附近的一般观点，地球正处于地球收缩期，地球现在的半径测值既不是R_A，也不是R_B，要想获得R_A或R_B，还要计算地球在喜马拉雅造山运动时期的地球半径改变量。

地球半径的改变量也可以通过体积改变量和表面积改变量直接计算获得。

2.地球的膨胀阶段划分

自从人们认识了地球曾经发生过膨胀运动后，有关地球膨胀的模式就一直成为人们探求的课题。在本书内容形成以前，有四种膨胀模式较为突出：单一膨胀式、非对称膨胀式（凯里模式）、威廉斯模式、脉冲膨胀式。四种有关地球的膨胀模式，由于缺乏系统理论的指导，尽管在某一方面或某几方面考虑周到，但总不能避免局限性，有时甚至出现不能自圆其说的局面。

我们说地球的膨胀体现有两种，一种是短周期的膨胀，主要是由于地球绕太阳运行受太阳的作用而引起，体现在地球大气层的变化上；另一种是长周期的膨胀，主要是由于地球绕银核运行受银核的作用而引起，体现在地球的岩石圈的变化上。地球膨胀是由于地球受到了膨胀力作用，这种作用力实质上是一种胀缩力。在地球轨道一周内，一段时期表现为膨胀力作用，而在另一段时期内则表现为压缩力作用。地球所受膨胀力既不是一概增大的过程，也不是单调减小的过程，而是在压缩力之后表现为单调增加，当达到极大值后又表现为单调减小，是一种含周期性函数特征的作用力，在这种力作用下，地球的膨胀表现在地球半径的增量△R随时间呈一种幅度、跨度为非对称的曲线形态，这种形态可用图4-7加以示意，由此可见，在地史长河中，地球的半径在“增加—减小—增加—减小”的循环往复中逐渐地增长。

图4-7膨胀过程中地球半径增量随时间变化关系曲线示意图

膨胀力作用于地球使地球发生膨胀的过程可分为四个阶段：表面积扩充阶段、体积扩充阶段、膨胀力持续增大作用阶段、膨胀力持续减小直至为零作用阶段，各阶段用图简示如图4-8。

图4-8陆块的张裂过程

1—地球膨胀使陆块分裂而增加地球表面积；2—地球继续膨胀使地幔外逸而增加地球体积；3—地球受不断增大的膨胀作用，地球表面积、体积体积变大的同时、岩浆大量外逸，洋中脊越来越向外凸出；4—地球仍在膨胀，但作用力逐渐变小，岩浆外逸量逐渐减小，洋中脊向内凹进

2.1表面积扩充阶段

地球的表面积扩充阶段是指地球从地壳发生张裂开始到岩浆从裂谷中逸出前的阶段。

地球受到膨胀力作用后，地球的各个层圈都将发生膨胀改变，这些改变量全部体现在包裹在外的地壳上，由于膨胀所引起的体积增加必须通过表面积的增加来完成，所以，作为刚性体的地壳发生张裂，张裂氛围板间张裂和板内张裂，张裂逐渐加深加宽，一方面完成了体积增量的空气填充，主要的一方面是使地球的表面积得到了扩张。这样的张裂过程在地球膨胀的最初阶段，随着地球体积的变大，由裂缝—裂口—裂谷逐渐展开的（图4-9）。

图4-9板块的破裂与运动过程

A—板块在地球的胀缩力作用下在中部发生破裂；B—随着持续膨胀，裂缝形成开口；C—形成裂谷

2.2体积扩充阶段

地球的体积扩充阶段是指岩浆从裂谷中逸出开始，到岩浆停止持续流出为止。这一阶段实质上包含了后面即将谈到的两个阶段。

尽管地球的体积膨胀从理论上讲是在地球受膨胀力作用开始的瞬间就已经开始，但却无法在实际中将这一起点划分出来。将地球的体积扩充阶段的起点定在岩浆开始从裂谷中大量外逸，是具有实际意义和理论意义的。

2.3岩浆外逸量持续增大阶段

岩浆外逸量持续增大阶段是指岩浆从裂谷中大量逸出开始，到岩浆外逸量突然急剧下降前为止，在洋中脊变化曲线上表现为上升趋势出现急剧下降（如图4-10）。

图4-10大西洋洋中脊所表现的地球体积膨胀阶段

A—岩浆外逸量持续增大阶段；B—岩浆外逸量持续减小阶段

当裂谷中开始出现大量外逸的岩浆时，表明地球内部物质的体积增大速度大于地壳膨胀速度，地球的整体膨胀开始向新的动态发展。当膨胀力持续作用，内部物质体积膨胀量越来越大，由于地壳的重载使岩浆的外逸量越来越大，形成了从裂谷最初的外逸岩浆之处向洋中脊方向越来越凸出的地形特征（见图4-5）。

2.4岩浆外逸量持续减小阶段

岩浆外逸量持续减小直至为零的作用阶段是指岩浆外逸量突然急剧下降开始到岩浆停止持续流出为止（见图4-10）。

显然，图面显示出这一阶段在洋脊变化曲线上为非对称性，是可以理解的，岩浆的外逸从第三阶段到第四阶段，从一种动态平衡状态向另一种状态过渡，由于膨胀的增量出现减小，而地球各个圈层向外膨胀的边界条件（包括地壳板块的松散环境）、岩浆外逸口的大小等并没有发生改变，所以会出现各种对称与非对称的洋脊形态。

从时间上讲，图4-10中的A、B两阶段是不相等的；从膨胀的改变量来讲，A、B两阶段也是不相同的。图中距离长短的不一是因为B阶段为膨胀力作用的后期，地球尽管还在膨胀，但膨胀增量越来越小，经过了A阶段持续加大过程，这时，地球的持续减小的膨胀增量主要体现在地球半径的膨胀上，由于B阶段地球整体膨胀已经足以完成因膨胀力作用而产生的地球体积的改变量，所以，岩浆的外逸量越来越少，而A阶段则是因地球整体膨胀速度不足以平衡体积改变量。

2.5地球收缩阶段

地球结束了膨胀力作用，变成完全受收缩力作用的阶段，在此阶段，地球的半径持续变小。

3.关于地球的膨胀造山问题

如果说膨胀时期的地球也能造山的话，无疑这山是指洋中脊（也称海隆）了。地史上曾经出现过一种地球膨胀造山的说法，即马钦斯基（M.Matschinski,1953）所提出的观点。他是在地球膨胀说的氛围里提出的，其目的只是为了解释地球在膨胀时可以造山，尽管存在很多疑问，但这一观点却无疑给人一种新的思路。他认为，地球膨胀时由于膨胀速率不同，出现地幔膨胀后的曲率与地壳膨胀后的曲率不同而形成地壳的悬空，在重力作用下，板块的中部出现了推覆造山作用。马钦斯基的膨胀造山模式给人启发是：地球在膨胀时是有可能在局部地区发生造山作用的，如地球在潮汐力作用下，发生局部膨胀，当这种潮汐波传播走后，即可形成马钦斯基所描述的情形。当然，由潮汐力引起的局部膨胀在地球发生收缩运动时也可以产生。

以上论证了地球膨胀的有关参数计算问题，并进行了相关阶段的划分，采用的是一套归纳思维方法，主要根据已有的证据来求取变化参数，属于后验性，对预测帮助较小。后面还将提出一套根据地球所在轨道位置计算预测以后不同时间段内将要发生的变化及变化量的理论算法。

‘陆’ 齿轮的基本参数、定义、算法

基本参数：

齿轮：

轮缘上有齿能连续啮合传递运动和动力的机械元件，是能互相啮合的有齿的机械零件。大齿轮的直径是小齿轮的直径的一倍。

如果大齿轮不动，小齿轮沿大齿轮公转一周，小齿轮自转几周？反过来，如果小齿轮不动，大齿轮沿小齿轮公转一周，大齿轮自转几周？大齿轮不动，小齿轮沿大齿轮公转一周，小齿轮自转一周；当小齿轮不动，大齿轮沿小齿轮公转一周，大齿轮自转一周半，即在240°位置自转一周，360°位置自转一周半，480°位置自转两周，720°位置自转三周。

算法：

1、齿顶圆直径=（齿数+2ha*）*模数

2、分度圆直径=齿数*模数

3、齿根圆直径=（齿数-2ha*-2*hc*）*模数

4、对于标准齿轮：ha*=1,hc*=0.25;其他非标准齿轮另取；比如：M4、齿32

5、齿顶圆直径=（32+2*1）*4=136mm

6、分度圆直径=32*4=128mm

7、齿根圆直径=（32-2*1-2*0.25） *4=118mm这种计算方法针对所有的模数齿轮（不包括变位齿轮）。

8、模数表示齿轮牙的大小。齿轮模数=分度圆直径÷齿数

‘柒’ KDJ的定义 ，及其三个参数的算法公式

第一，kdj的定义：
kdj全名为随机指标(stochastics)，由美国的乔治*莱恩（george lane）博士所创，其综合动量观念，强弱指标及移动平均线的优点，也是欧美证券期货市场常用困盯的一种技术分析工具。kdj是一个随机颂尺段波动的概念，反映了价格走势的强弱和波段的趋势，对于把握中短期的行情走势十分敏感。

第二，三个参数的计算公式：
以9日周期的kdj为例，首先算出最近9天的“未成熟随机值”即rsv值，其的计算公式如下： rsvt＝（ct－l9）／（h9－l9）＊100 式中： ct---当日收盘价 l9---9天内最低价 h9---9天内最高价。得出rsv值后，便可求出k值与d值：k值为rsv值3日平滑移动平均线，而d值为k值的3日平滑移动野誉平均线三倍k值减二倍d值所得的j线，其计算公式为： kt＝rsvt／3＋2＊kt-1／3 dt＝kt／3＋2＊dt-1／3 jt＝3＊dt－2＊kt 经过平滑运算之后，起算基期不同的kd值将趋于一致，不会有任何差异，k值与d值永远介于0至100之间。

‘捌’ PID算法的参数怎么确定

不知道你的pid 表是控制什么的，我们用来控制蒸汽薄膜阀动作来控制温度的，而且一般表都有pid 自诊定，表自身能计算出适合的pid 值。我的经迹绝验是，p值最重要，一般p值越小，控制的动作反应越快，I 值和D 值只是帮助控制的效果更好。x0dx0a和你说下在我们设备的一个经验值里，P＝3，I＝60，D＝90，希望对你有所帮助。很多的控制也都是慢慢试验出来的pid 值。因为各种应用场合千差万别，游游不好根据公式计算出pid 值。 x0dx0a以下摘自网络：x0dx0aPID控制方式的具体流程是计算误差和温度的变化速度进行PID计算，先以P参数和误差计算出基础输出量，在根据误差的累积值和I参数计算出修正量，最终找出控制点和温度设定点之间姿磨姿的平衡状态，最后在通过温度的变化速率与D参数控制温度的变化速度以防止温度的剧烈变化。进行整定时先进行P调节，使I和D作用无效，观察温度变化曲线，若变化曲线多次出现波形则应该放大比例（P）参数，若变化曲线非常平缓，则应该缩小比例（P）参数。比例（P）参数设定好后，设定积分（I）参数，积分（I）正好与P参数相反，曲线平缓则需要放大积分（I），出现多次波形则需要缩小积分（I）。比例（P）和积分（I）都设定好以后设定微分（D）参数，微分（D）参数与比例（P）参数的设定方法是一样的。

‘玖’ 地球收缩运动的参数算法与阶段划分

从地球膨胀说，到地球收缩说、地球脉动说，再到地球周期性胀缩论，人类认识地球运动的本质过程经历了从归纳推理到演绎推理到综合认识的演变，这种认识的转变完成了从最初的依据现象假说本质上升到理论联系实际的哲学过程。

在上一节里，讨论了地球膨胀过程的问题，我们说地球膨胀包含两方面内容：一是指地球的整个胀缩运动过程呈膨胀的趋势；二是指地球周期性胀缩过程中的膨胀过程，因此，在讨论地球膨胀阶段划分时，特意将地球收缩阶段单列出。本节的主要论点则集中在地球收缩运动方面。

地球的收缩运动是人们最早认识的地壳构造运动之一。本节将在总结地球收缩运动证据的基础上，提出地球陆块中央的推覆运动模式。对因地球收缩所产生的周长改变量（△L）、半径改变量键则带（△R）、体积改变量（△V）等，分别建立理论计算公式，并对公式中有关参数的取值办法做出相应说明。将地球在收缩力作用下发生收缩运动的过程分为四个阶段，即：体积缩小的初始阶段；周长、表面积减小阶段；收缩力持续增大作用阶段；收缩力持续减小作用阶段。

对地球收缩过程中发生的板块汇聚与冲撞进行理论划分，认为板块之间的压缩效应可分为6种，即：上举式、下沉式、入覆式、包嵌式、推叠式、铆钩式等。

1.收缩参数的求取

1.1地球收缩所产生的周长改变量（△L）

设地球膨胀后收缩前的周长为L_A，地球收缩运动结束后切膨胀前的周长为L_B，则地球收缩运动所产生的周长改变量

地球动力与运动

式中各参数的单位可以是m、km，但计算中要注意前后单位的统一。

实际工作中，地球周长的改变量可按下式求取：

地球动力与运动

设：i=1,L₁为洋壳缩短量（km）;

i=2,L₂为山体缩短量（km）;

i=3,L₃为海沟缩短量（km）;

i=4,L₄为板缘推覆缩短量（km）;

i=5,L₅为板内推覆缩短量（km）;

i=6,L₆为逆断裂超覆缩短量（km）;

i=7,L₇为地层褶皱缩短量（km）;

k为遗漏项缩短量（km）。

这盯蔽样，式（4-14）简化为：

地球动力与运动

在运用式（4-15）时，有两点一定要注意：一是，计算时应该是同一高度，特别是全球性的数据问题，如果没有统一的高度，你用海拔0线，他用海拔10m线，或者此地用一个高度值，彼地用另一个高度值，那么，所得结果存在误差，应该根据全球海平面加以校正；二是，计算应该在同一个过地球球心的切面圆周上进行，否则，所统计的结果极容易扩大。

实际计算中，式（4-15）的每一项都是一个累计求和公式：

地球动力与运动

i的变化表示统计项的不同，j的变化表示统计地区的不同。这样，式（4-15）可改写成如下完整形式：

地球动力与运动

计算办法大多是现成的，如平衡剖面法，古地磁分析法等。

平衡剖面法用来计算L₂、L₄、稿芦L₅、L₆、L₇已有广泛的报道，如曾融生等在计算了喜马拉雅—祁连山的大陆碰撞过程后，得出自50Ma印度次大陆和羌塘块体向特提斯喜马拉雅和拉萨块体地壳挤入的长度分别为508km和429km，等。

古地磁分析法用来计算L₁，是一种较能被人接受的办法，尽管误差可能较大，但目前却较为现实。用古地磁数据计算板块间的洋壳消失量的步骤：第一，选定边界条件。找出即将工作的线路应该属于统计地球圆周的线路，选准海拔面所对应的目的层系，找到板块间的缝合处。第二，分析古地磁数据。在缝合带两侧不同的板块上取得各种不同年龄岩石的磁化数据，确定古地磁纬度，做出每一块岩石形成磁化时古磁纬度图。第三，计算洋壳消失量。比较两板块之间的相对位置，划定计算的地史时间段，计算洋壳消失的长度。

由于海沟一直以来被认为是洋壳的消亡处，并没被认为是地球收缩时的产物之一，所以，关于海沟使地壳长度缩短的问题几乎无人计算。计算海沟的缩减量也可以按照上述方法进行。如果想避开海沟，找一条不过海沟的切面也是可以的。

计算地壳周长的缩短量，应该视所选切面的圆周上是否包含式（4-17）中的各项因素，并不是所有的路径都含有洋壳的缩短问题、海沟问题等，计算前可以先进行归类。

图4-16是关于塔里木盆地西北缘柯坪造山带的构造改变量的恢复情况，可见，近东西向的I线推覆量为80km，Ⅱ线推覆量为68km，近南北向的BB′线（图4-16乙）在没有消除东西向推覆影响的前提下，所算出的缩短量达到50%，而CC′线（图4-16丙）的缩短量有28%，这样在喜马拉雅造山期，仅柯坪地区就至少完成了地壳表面积1564km²的收缩量（蔡东升，等，1996）。

1.2地球收缩所产生的半径改变量（△R）

在获得周长改变量之后求半径改变量，可按下式计算：

地球动力与运动

图4-16塔里木盆地西北缘柯坪造山带构造恢复情况（据蔡东升等，1996）

甲—东西向平面断裂恢复；乙—BB′平衡剖面；丙—CC′平衡剖面

1.3地球收缩所产生的体积改变量（△V）

地球的体积改变量由下式计算：

地球动力与运动

式（4-19）中的R_A或R_B可以通过现代地球物理方法测定，而另一个可求。

可以确定，由于地球的胀缩力在作用时间和作用力绝对值方面存在着差异，地球的膨胀力虽然作用时间较短，但绝对作用力大，所以，所得地球膨胀的体积改变量、半径改变量、表面积改变量、周长改变量的绝对值都将比地球收缩的对应量的绝对值大。就是说地球每绕银核一周，体积将越来越大。

2.地球的收缩模式

收缩力作用于地球的整个阶段无疑都使地球表现为体积的收缩，为了分析问题的方便，现将地球在收缩力作用下发生收缩运动的过程分为四个阶段，即：体积缩小的初始阶段，周长、表面积减小阶段，收缩力持续增大作用阶段，收缩力持续减小作用阶段。

2.1体积缩小的初始阶段

地球体积缩小的初始阶段是指地球从受收缩力作用开始到地壳进行缩短之前的阶段，是一种理想的阶段，实际上无法判断。

即使不考虑温度、物态对物体压缩效应的影响，由于地壳的绝对厚度远小于地球其他层圈的厚度，所以，在同一收缩力作用场的作用下，相等的时间内，地壳的缩短量远小于其他层圈的缩短量累加值。那么，在地球缩小的初始阶段（假定没有地壳的断裂或者形变），就会在岩石圈和软流圈之间形成一个空腔层（见图4-17），如果将空腔的内球和外球壳形成内接，则在内接点的对应侧，出现大体积的空缺，使外层岩石圈形成悬空状态，从而了地壳发生收缩运动的环境。

图4-17地球收缩的初始阶段示意图

（a）地球收缩时各层圈都将产生缩小量，岩石圈的缩小量是其他层圈缩小量的千分之几；（b）将这些缩小量在一侧富集，形成了大量的空腔（实线代表收缩前，虚线代表收缩后）

2.2周长、表面积缩小阶段

周长、表面积缩小阶段是指地壳开始大范围的出现压应断裂到地壳停止大范围出现压性断裂的阶段。这一阶段实质上包含了后面即将谈到的两个阶段。

任何的破碎都是在地壳的最脆弱处进行，地壳板块的结合处无疑是最易破碎处（图4-18），当地球收缩，在岩石圈下产生体积空腔后，地壳在其自身重力作用下，将压力向球壳的四周传递，当压力遇到受力易碎处时，就会形成水平方向的压缩力（图中放大虚框内）。板块1与板块2之间的压缩效应可分为6种（见图4-19）。

图4-18地壳板块的结合处为地壳收缩的优先点，重力可以转变成水平压力

图4-19地球收缩时板块间所体现的压缩方式示意图

（a）上举式（高耸山脉）；（b）下沉式（海沟）；（c）入覆式；（d）包嵌式；（e）推叠式；（f）铆钩式；A—原板块结合处

图4-19中所列各种并没有包含地壳缩短方式的全部，仅仅是罗列了发生在板块之间的几种大型的使地壳缩短的方式，如图4-20所列方式以及发生在板块内部的小型逆断裂等均未加以考虑。

图4-20印度—欧亚大陆之间的碰撞过程示意图

（1）上举式：这是一种大陆和大陆之间的碰撞方式。一般地，由于大陆和大陆在结合处具有相等或相近的厚度，使得水平压力的受力面积相等，在结合面上形成“僵持”。另外，地球的球体外形使结合面两侧的陆块保持上凸状态，因此，在压力的持续作用下，陆块与陆块最先跟从的方向为向球外突出，即上举。上举变形描述的只是大陆与大陆因地球收缩导致形变的初步，紧随其后的是岩石破碎、断裂、岩层沿断裂面的滑动等，极易造成上举的结束。

（2）下沉式：也是一种大陆和大陆之间的碰撞方式。如果下沉式发生在收缩力持续增加阶段，则下沉式为上举式的继续，如果下沉式在收缩力持续减小阶段产生，则下沉式的结果可能是海沟的一种。

当下沉式作为上举式的继续时，其形成机制是这样的：当A两侧岩层上举，岩层所受作用力超过岩石的最大载荷发生断裂，造成地壳的第一次缩短，缩短量为断裂段的长度。在收缩力的持续作用下，主体段将继续相向靠拢，理论上将发生第二次上举，但是，因为第一上举的最后结果形成了断裂后的岩石堆积，其产生的重力压力改变了A处的初始边界条件，造成了A两侧板块结合带呈下凹态势，从而导致了陆块与陆块的下沉式出现。

引入注目的印度—欧亚板块的碰撞过程，其实包含了上举和下沉的发展过程，尽管之前可能有其他形式的板块间的碰撞，但那已不是陆块和陆块之间的碰撞（见图4-20）。

（3）入覆式：这是一种厚的板块1和薄的板块2发生碰撞体现最多的一种方式。在结合面上，薄壳的承压面小于厚壳的承压面，因而，薄壳的压应力大于厚壳的压应力（图4-21），在持续的压力作用下，薄壳就像一把尖刀，轻松地插入或切削厚壳，最后形成薄壳潜入、厚壳上覆的“入覆式”地壳缩短模式。一般地，洋壳较陆壳薄，所以在板块的碰撞过程中，洋壳总是在陆壳之下出现。

图4-21薄壳板块和厚壳板块碰撞时的承压分析

（a）厚壳，具有大的承压面，因而，单位面积承压量较小；（b）薄壳，具有小的承压面，因而，单位面积承压量较大

（4）包嵌式：也是一种厚的板块1和薄的板块2发生碰撞的方式，与入覆式不同之处在于薄壳没有切削厚壳，也不是潜入到厚壳底下，而是嵌入到厚壳之中，将厚的板块分成上下两部分，形成厚壳包着薄壳，薄壳嵌入厚壳的包嵌式地壳缩短模式。其承压分析同入覆式。

（5）推叠式：当A两侧板块物性相差较大时，板块碰撞就会产生一侧较另一侧更易破裂的形变，从而形成推叠式的地壳缩短模式。这是自然界较发育的一种模式。

（6）铆钩式：这是一种收缩力持续减小阶段产生的板块碰撞模式，它是推叠式发育不全的产物。当收缩力使地壳碰撞发生了形变后，持续的收缩力越来越小，以后所产生的压力形成慢慢释放的状态，以至不能再改变岩石，形成了铆钩式。

2.3地球周长改变量持续增大阶段

地球周长改变量持续增大阶段是指地壳开始大范围的出现压应断裂到老地层不断出现在新地层之上、陆块运移速度迅速并持续增加的阶段。由于收缩力的持续作用，地壳内部物质的收缩量越来越大，“空腔”在单位时间内形成的体积越来越大，导致地球固体表层的承压力越来越大，地壳的形变强度也就越来越大，板块间在完成最初的几种模式接触碰撞后，为适应越来越大的地壳缩短量，即产生强烈的、急促的变形，地壳主体的不断跟进，使原本破碎的断块不断地向外逃逸，形成老地层的接连暴露、飞来峰等。此阶段为地壳缩短的黄金时段，在此时段，那些完成了入覆式碰撞的板块相对运动，则体现出洋壳的急速减退，陆块运移速度迅速加大，如果是封闭的或具有狭窄出口的海洋，此时会形成海进的假象，这种假象的持续时间有半个地球收缩期到整个地球收缩期长，这种假象只有等下一次的地球膨胀运动才消失，但又将造成新的假象。

2.4地球周长改变量持续减小阶段

地球周长改变量持续减小阶段是指老地层不再覆盖新地层、板块运移速度不再迅速提升到地壳停止大范围出现压性断裂的阶段。

在这一阶段里，地壳的弯曲变形幅度由强变弱，慢慢消失。体现在山区地貌上的特征是，由推覆断裂或大型逆掩断裂边缘到盆地边缘是幅度逐渐变小的背斜带，最后生成的背斜两翼甚至没有断裂。如准噶尔盆地的南缘山前褶皱带、昆仑山北缘山前褶皱带等，即是本阶段产物。

综上所述，如果选定一个切面，确定了在这个切面上需要计算的时代地层，在满足了计算前提条件下，分析出这个切面的地壳收缩包含了上举式、下沉式、推叠式、铆钩式和板内褶皱与逆断裂几种地壳的缩短方式。通过计算，分别获得了各种方式的地壳缩短量为△L₁、△L₂、△L₃、△L₄、△L₅（见图4-22），则地壳在这次收缩运动中周长总收缩量及地壳收缩前的长度可求。

图4-22地球周长的收缩方式示意图

L—地球收缩前的周长；L′—地球收缩后的周长；△L—地球周长收缩量

3.关于地球收缩过程中的地方性裂谷形成

如果以2.5×10⁸a作为地球绕银核的周期，以地球目前处于收缩力持续减小作用阶段为置信水平，那么，地球发生收缩运动的时间长度为约为1.269×10⁸a，这是一个漫长的时间段，在这个时间段内，地球还将绕太阳旋转1.269亿多周，地球受银核与太阳的潮汐力作用形成地球—太阳—银核一线的机会为2.54亿次，如果形成潮汐干涉的几率为亿分之一，则在地球的收缩期内出现地幔潮汐因干涉加强振幅的次数为2～3次，因地幔物质的局部富集而出现局部膨胀，从而将出现在地球收缩过程中的地方性裂谷。

图4-23一个挤压式地堑的例子（据Wise,1963：转引自王燮培等，1992）

地球收缩期形成裂谷和地堑的现象常见报道，如图4-23的例子。

那些在挤压作用之后出现的伸展作用所造成的山中地堑的构造格局的现象也常被人们研究，如：西欧地堑、秘鲁的安第斯山西部地堑（如图4-24）等。

图4-24安第斯山（秘鲁）概略剖面图（据M马托埃，1982）

剖面西部发生伸展，东部发生挤压

图4-23这类与挤压相伴随的张性构造，是属于应力转换的结果，主要作用力与次生作用力的力源相同，都是挤压力，挤压与引张形成的构造在同一地点。图2-24这类在挤压期形成的张性构造，背景为挤压的，局部为张性的，力源不同，挤压力为地球收缩期的大背景力，张性力为地球的潮汐力形成局部峰值所造成，两者作用为先后关系，形成的构造可以不在同一地点。

4.关于地球收缩过程中的地方性海侵

当地球收缩时，收缩力持续增加，地壳周长将会迅速减小，导致板块相对位置改变的速度急速变化，如果这时在两个相对位置迅速的陆块之间为封闭的海洋或开口较小的海洋，那么，在此两陆块间将出现海侵（或海平面上升）。

5.小结

地球的膨胀运动和收缩运动是地球运动产生地质改变的两个大的单元，是不可抗拒的运动，地球上的板块运动属于球面质点运动的一部分，被包含于其中，在各种计算因素中可清楚地看出这点。在矿产普查与勘探中，总是要涉及到各种断裂和褶皱，我们深信，关于地球膨胀阶段和地球收缩阶段的划分及其各种模式的建立，对油气勘探领域、构造单元等的划分将产生帮助。

‘拾’ 市盈率通道怎么计算出来的 知道的高人能说下具体的参数和算法么

谈论起市盈率，这可真的是爱恨兼并呀，有人说它非常好用，有人说它非常的不好用。那它到底是不是有用呢，又怎么去用呢？

在和大家一起讨论如何使用市盈率去购买股票之前，先给大家递上近期值得重点关注的三只牛股名单，随时都可能找不到了，还是应该越快领取越好：【绝密】机构推荐的牛股名单泄露，限时速领！！！

一、市盈率是什么意思？

我们经常提到的市盈率，它的具体意思就是股票的市价除以每股收益的比率，这明确的体现出了，从投资到收回成本，这整个流程所需要的时间。

它的运算方式是：市盈率=每股价格(P)/每股收益(E)=公司市值/净利润

好比说，20元是某家上市公司的股价，买入成本我们可以核算一下，为20元，过去的一年里公司每股收益可以到达5元，这时的市盈利率就是20÷5=4倍。公司要赚回你投入的钱，需要花费4年的时间。

那就代表了市盈率越低越好，投资价值越大？当然不是，市盈率是不能随随便便的这么来套用，为什么呢，接下来好好说下~

二、市盈率高好还是低好？多少为合理？

因为每个行业不同，就会导致市盈率存在差异，传统的行业发展空间一般来说不是很大，这将会导致市盈率比较低下，但高新企业的发展方向是非常的好，投资者就会给予很高的估值，市盈率就较高了。

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那么适宜的市盈率是多少呢？上文也说到不用行业不同公司的性质不同，因此市盈率到底多少这不好说。但是我们还是可以运用市盈率，给股票投资做出一个很好的参考。

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假如，市盈率到达10.1的时候开始买入一手，市盈率下跌至9.5买入2手，等到市盈率到了8.9就可以买入3手了，市盈率下跌至8.3买入4手。

安心把手中的股份拿好，市盈率每下降一个区间，就会计划着买入。

一样的道理，如果股票价格上涨了，可将高的估值区间放在一起，依次将自己手里的股票全部抛售。

应答时间：2021-08-20，最新业务变化以文中链接内展示的数据为准，请点击查芦祥看