什么是无量纲的量？能说的清楚点么！！谢谢了
在量纲表达式中,其基本量量纲的全部指数均为零的量. 也称纯数
所谓无量纲量就是说不带单位，例如物体的长宽比，就是无量纲的，因为其量纲为
L/L，约去L，就是无量纲的。一般的两个量纲相同量的比值是无量纲的。
七个基本量长度、质量、时间、电流、热力学温度、物质的量和发光强度的量制中，基本量的量纲分别用L、M、T、I、Θ、N和J表示。
无量纲是什么意思 无量纲的含义
1、量纲化基本说明关于量纲化，其具体的公式计算如下，接下来会逐一说明。2、如何使用SPSSAU进行量纲化操作关于使用SPSSAU进行量纲化相关操作上，其位置在SPSSAU仪表盘->数据处理->生成变量中，截图如下：SPSSAU可批量进行某种类型的量纲化操作，默认SPSSAU会在处理的名称前加上字母进行标识，比如名称为“A”的标题进行标准化操作，那么SPSSAU会输出“S_A”。“S”表示进行了标准化处理。3、量纲化如何使用？量纲化按是否具有实际意义可分为两类，一类是量纲处理方式有着一定的实际意义，另一类是仅数理角度的量纲处理方式；如下图：量纲化的目的是将数据进行量纲单位统一化，有的量纲化具有实际意义，比如均值化，初值化，最小值化，最大值化，和求和归一化，平方和归一化共6种。分别代表数据除以平均值，数据除以第1个数，数据除以最小值，数据除以最大值，数据除以求和值，数据除以平方和值。相当于说，它们都找到一个参照标准项，然后所有数据去除以参照标准项。此6种方式的特点在于，一般要求数据全部都大于0，如果出现小于0或者等于0就有可能出问题，比如刚好分母为0，那么就出现无法相除。除此之外，仅数理化的量纲处理，包括标准化，中心化，归一化，正向化，逆向化，区间化，均在于让数据保持在一定的区间范围内，而且处理后带有一定的数理特征，比如标准化后数据的平均值为0标准差为1；中心化后数据平均值为0；归一化后数据最小为0最大为1；正向化后数据最小为0最大为1；逆向化后数据最小为0最大为1；区间化是研究者自行设定处理后数据压缩在对应的范围内。
温度为623K时空气的对流换热系数怎样计算或查表求得
对流换热系数一般是通过判断流态得出的，这就需要知道空气的流速U，查表得到623时空气的运动粘度系数γ，选定空气流动是的特征几何长度L（如管内流则选管内径；管外流则选管外径；横掠平板则选取流动方向上的长度，以此类推），由这些参数可以求出表征流态的雷诺数Re=U*L/γ，通过Re的数量级来判断该流动时处于层流还是紊流（查表）。
如果流动处于层流区，我们一般选取对流换热系数为8-10；
如果流动处于紊流区则需要进行严格的计算，首先计算努赛尔特数Nur，这个公式是经验公式（可参照传热学），知道这个参数以后可以通过Nur=h*L/a来反算对流换热系数h，其中a为空气的导热系数，L为特征长度。
如果楼主还不是很明了的话，建议参考传热学。
花岗岩类岩浆的成因及其类型
在花岗岩类的研究中最受关注的是两个方面的问题，其一是岩体以什么方式形成，大型岩基是如何占据巨大的空间的；另一是花岗岩类的物质来源和形成的构造背景问题。1.岩浆成因与交代成因关于花岗岩类岩石的成因有岩浆成因和交代（花岗岩化）成因两种观点。岩浆成因的花岗岩类是指由岩浆侵位冷凝形成的花岗岩，主要强调在岩体的形成过程中经历过岩浆（熔体）阶段。由于其是从岩浆源区分凝、上升迁移到异地就位形成的，所以在有些文献中亦称其为异地花岗岩。交代成因的花岗岩是指先存在的岩石基本上在固态的情况下由交代作用转变而成的。由于岩体是在原地经交代作用形成的，所以又称原地（in situ）花岗岩。这种形成机制更接近变质作用，亦称为花岗岩化作用（granitization）。表7-1 岩浆花岗岩与原地花岗岩的特征及区别绝大部分中浅成相的花岗岩与围岩之间具明显的侵入接触关系，如岩体切割围岩层理、片理，岩体具冷凝边和接触变质带等，它们的岩浆成因是勿容置疑的。岩浆成因与交代成因分歧的焦点在对深位大型花岗岩岩基的认识上。这些岩体与围岩的接触边界常呈现渐变过渡关系，无冷凝边，岩体内部尚残存与围岩区域构造相连续的片理或变余层理。交代成因观点认为，这些岩体是在不出现熔体的情况下，通过变质交代作用形成的。带入的组分为K、Na、Si，带出的组分为Fe、Mg、Ca，这样可将偏基性的变质岩交代成花岗岩。交代的方式一种观点认为是通过流体的扩散作用进行的，另一种观点认为是在固态的条件下完成的。第一种观点已经被某些岩浆成因的花岗岩体将围岩交代形成交代花岗岩的现象证实，但是对其是否能形成大规模的岩体尚存异议。实验证明，在固态条件下元素的扩散速度太慢，即便在岩浆温度条件下，也难产生大范围的成分变化，因此固态交代的观点目前已被抛弃。产于深变质岩区的混合花岗岩，其火成结构也十分明显，围岩中可见大量因岩浆贯入而形成的岩脉，目前一般认为这类岩体是变质岩重熔的产物，只是岩浆未经迁移而就地固结成岩，才使残余构造与围岩构造保持连续一致。因此本教材认为用“原地花岗岩”来取代“交代花岗岩”更为贴切。通过岩浆侵位形成的花岗岩与原地花岗岩（或交代花岗岩）的判别标志见表7-1。2.岩浆花岗岩形成的主要观点目前人们已普遍接受绝大多数花岗岩体属于岩浆成因的观点，但对岩浆花岗岩类的形成过程有不同的认识，主要有①结晶分异作用（fractional crystallization）（鲍文，1948）；②混合化作用（hybridization）；③地壳岩石的深熔作用（anatexis）等观点。1）结晶分异作用玄武质岩浆分离结晶形成从闪长岩到花岗岩的花岗质岩浆已得到野外、室内和实验研究的证实，如①一些层状和环状侵入体中的长英质岩石是基性的岩浆结晶分异形成花岗质岩浆最好的证据，其中的矿物分层现象反映了重力分异作用；②玄武质岩浆的结晶实验（鲍文，1921）和天然玄武岩中玻璃质（代表镁铁矿物结晶后的残余岩浆）的成分研究表明，残余岩浆是向富石英、长石组分的花岗质岩浆方向演化的；③某些由玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石在同位素组成上存在与玄武质岩浆来源一致的幔源特征，化学成分和微量元素组成上存在由分离结晶形成的演化趋势。存在疑问的是，由玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石能否形成岩基规模的岩体。2）混合化作用混合化作用是指通过同化（assimilation）或混合（mixing）作用或二者的共同作用形成混杂岩浆（hybrid magma）的过程。Daly（1914，1933）最早提出了花岗质岩浆的这种成因机制，认为高温的玄武质的岩浆可以像溶剂一样熔化地壳中的长英质沉积岩和变质岩或先存在的花岗质岩石，使岩浆的成分发生变化，形成具中间成分（中性侵入岩）的花岗岩类岩石。近年来代表性的观点是幔源岩浆上升底垫于下地壳下部（被称为底侵作用，underplating），因其热量大，导致下地壳发生熔融形成花岗质岩浆，同时与这些花岗质岩浆混合，产生偏中性的花岗质类岩浆。这一观点已被岩体中出现反环带斜长石、基性捕虏体及大量的岩石化学、地球化学及同位素的证据所证实，对解释偏中性的花岗岩类岩石的成因具一定的代表性。对这一作用存在的主要疑点是玄武质岩浆是否能够提供足够的热量来熔化地壳岩石，在正常地温的情况下回答是否定的，但如果地壳岩石已因某种地质作用增温到接近熔点，则是可能的。另外，由于混染作用受两端员组分的成分制约，只可能形成中性的花岗岩类岩浆（闪长质），而不可能形成大型岩基中的主体岩石——花岗岩。3）深熔作用深熔作用或部分熔融作用观点认为花岗质岩浆主要是由中、下地壳的岩石深熔（或部分熔融）形成的。深熔作用模式解释花岗岩类成因的优点在于：它能容纳花岗岩类岩浆成因和花岗岩化成因的一些方面的特征，能较好地解释花岗岩类在化学成分上较大变化范围的特点，且得到了实验岩石学研究的支持。支持深熔模式的证据有：①花岗岩类主要产于大陆区和消减带大陆一侧，表明花岗岩与大陆地壳有关，大陆地壳是大部分花岗岩类岩石的物质源区；②在高级变质，尤其是含角闪石和云母的变质地体中，常见透镜状、豆荚状的花岗岩质脉体，表明有局部的深熔作用发生；③在代表花岗岩体系的Q-Ab-Or相图中，80%以上的花岗岩类样品投点位于低温槽附近，而从实验岩石学的角度看，地壳深熔作用应该从低熔点的组分开始，产生的岩浆亦应位于低温槽附近（图7-2），因此花岗岩类的物质成分与深熔成因模式是吻合的；④对许多花岗质岩石的常量、微量元素及同位素的研究表明，其物质来源不是上地幔的超镁铁质岩，而是地壳中的变质火成岩或变质沉积岩，实验亦证明地壳中的各种岩石可在不同的深度经深熔作用形成花岗质岩浆。由地壳中变质火成岩和变质沉积岩深熔形成的花岗岩分别称为I型和S型花岗岩，可以通过对岩体中保存的源区部分熔融的耐熔残留体（restite）的研究进行区分，在找不到残留体的情况下，也可以通过岩石的地球化学及矿物组成进行识别。图7-2 花岗岩Q-Ab-Or相图及投点3.花岗岩的成因类型——I型、S型、A型及M型花岗岩广义花岗质岩浆的物质来源较复杂，它可来自地壳不同结构层及消减带的消减洋壳和地幔楔形区。产出的构造背景也多样，如岛弧造山带、活动大陆边缘、大陆碰撞带、陆内造山带及大型逆冲断层带、大陆裂谷甚至大洋中脊等构造部位。花岗岩类据物质来源和产出的构造背景，也被划分为多种成因类型。不同的学者因划分花岗岩的出发点不同，分类的结果有所差异。Dudier等（1969）认为，花岗岩应按物质来源划分为C型（壳型）和M型（地幔与地壳混合型）。C型花岗岩又分为CS型和CI型，前者物源为沉积岩；后者物源为火成岩。Chappell和White（1974）据澳大利亚拉克伦造山带花岗岩研究，据物源将其分为I型、S型两类，I型为未经风化的火成岩熔融形成的岩浆产物，S型为经过风化的沉积岩（泥质岩为主）熔融形成的岩浆产物。显然Chappell的I、S型，分别与Didier的CI、CS、型相当。石原舜三（1977）根据不透明矿物的种类和数量将日本岛弧的花岗岩划分为磁铁矿和钛铁矿两个系列。前者被认为是在高氧逸度条件下（岩浆来源深，未受到沉积岩中碳质的还原）形成的，因而磁铁矿类的氧化矿物含量高，而黑云母和普通角闪石则富镁。后者是在低氧逸度条件下（岩浆来源较浅，中至下部地壳，被沉积物中的C还原）形成的，不透明氧化矿物少，仅钛铁矿常见。高桥正树等（1981）将Chappell的I型、S型与磁铁矿系列和钛铁矿系列进行了对比，磁铁矿系列与I型花岗岩是等同的，但钛铁矿系列既包含S型，也有I型。我国学者徐克勤等（1982）以我国华南地区花岗岩的研究为基础，提出了同熔型和改造型花岗岩的成因分类，认为前者为上地幔派生岩浆上升，与地壳同熔及混染所形成的岩浆产物，从物源上看，它应相当于幔壳混源型（MC型）；后者为地壳重熔的再生岩浆产物，又分改造外源型（物源为沉积岩）和改造内源型（物源为火成岩）两类，应分别与S型和I型相当。Loiselle等（1979）从构造意义的角度，将花岗岩类分为造山花岗岩（O型）和非造山花岗岩（A型）。其中O型花岗岩包括前述的S型和I型两类，是造山带的产物。A型则主要见于非造山带和造山期后。Collins等（1982）认为A型花岗岩为地幔玄武岩浆演化，或玄武岩浆上升后，受地壳不同程度混染或亏损地壳熔融的产物。从上述各家分类不难看出，花岗岩类岩石从构造角度可分造山花岗岩和非造山花岗岩两大类，而从物源角度进一步可归纳M型花岗岩（M-type granites）、I型花岗岩（I-type granites）、S型花岗岩（S-type granites）和A型花岗岩（A-type granites）4种成因类型。这亦是目前国内外较普遍使用的划分方法。不同成因花岗岩系列的矿物及化学成分特征见表7-2。表7-2 各类花岗岩的矿物及化学特征续表
区域花岗岩岩浆作用概况
众所周知，四川西部地区自晚古生代以来，特别是中生代花岗岩岩浆作用强烈，活动期次频繁，规模巨大，所形成花岗岩岩石种类众多，分布范围十分广泛。迄今为止，已圈定出的大小岩体（含复式岩体，或岩体群）达数百个之多，最大岩体出露面积近3000km2；本书仅收录研究区115个岩体，其出露面积达14365km2。现有资料表明，区内最早花岗岩将作用的产物是华力西期（石炭—二叠纪）花岗岩，次为印支早—中期（早—中三叠世）花岗岩。华力西期花岗岩主要分布于金沙江西侧在四川境内，主要有四川得荣雪堆－徐麦和象鼻山所见的产于金沙江蛇绿岩带中的大洋斜长花岗岩（莫宣学，1998），一般规模很小，产出零散。另有刘振声等（1994）认为，产于江达冬措花岗岩（全岩Rb-Sr法，462Ma）可能属加里东期。印支晚期（晚三叠世）为区内花岗岩浆活动第一高峰期，并相对集中成群、带产布，如藏东江达（巴塘中咱扎瓦拉地区）岩浆弧带的石英闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩－正长花岗岩；义敦岛弧带（昌达沟－沙鲁里山措交玛－乡城老熊沟－云南雪鸡坪）的石英闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩－正长花岗岩及相关浅成侵入花岗岩，以及扬子陆块西缘康定松林口－塔公和九龙放马坪等地区的石英闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩－正长花岗岩带（群）。燕山期（早侏罗世和晚白垩世）为本区又一花岗岩浆活动高峰期，由于该区此时已整体进入碰撞造山演化阶段，花岗岩浆侵入活动，除主要沿江达－德钦弧花岗岩带和义敦弧花岗岩带，以及雅江－九龙地区有不同程度继承性活动外，并在雀儿山－格聂形成近SN 向展布的大型花岗岩带。除后者外，一般规模不大、产布较为零散。主要岩石类为：二长花岗岩－正长花岗岩、石英闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩－正长花岗岩。喜马拉雅山期花岗岩浆活动，随着陆内汇聚作用发生。该时期形成岩体主要有：藏东江达玉龙－牧马普一带的花岗闪长岩－二长花岗斑岩，辉石正长斑岩－石英正长斑岩；雀儿山－格聂岩带南部的二长花岗岩；盐源西范坪石英二长斑岩－花岗闪长斑岩－二长花岗（斑）岩，以及沿鲜水河大型平移剪切带产出的折多山花岗闪长岩－二长花岗岩－正长花岗岩（图1-3）。
