河北省工商局張前峰

Ⅰ 綿陽南山中學怎麼樣

南山中學1953年被四川省確定為首先辦好的十四所中學之一，1978年被省教委再次確定為首批省重點中學，1984年被批准為首批「四川省示範中學」，2000年底被省教廳批准為四川省首批「國家級示範高中」。
距今已經有百年多的歷史，培養出很多家喻戶曉的人才，這里就不一一列舉了。

我高中就讀於南山中學，就綿陽來說，我個人認為你選擇南山中學是最好的。雖然在國內，沒有太多人深入了解這所學校，但是它在海外的聲譽相當高！！

南山的教學質量也很高，有很多傑出的老師深受同學們喜歡！
你所問的硬體設施住宿條件，我覺得對於一個高考學子來說是准備得很好的，空調什麼的都有，學校絕對給足學習好的生活條件和學校環境。
當然，你也可以在外面租房，想當年我為了晚上熬夜看書，就在外面租房的。

我建議你可以親自去南山中學看看，感受它百年的文化氣息，和周邊的生活，

我相信你會喜歡這所學校！

Ⅱ 綿陽南山中學

肯定不是 它是綿陽最好的三所學校之一

Ⅲ 足壇權威媒體在2019年排列了100大歷史巨星，其中前十名他們是誰呢

權威媒體《衛報》(The Guardian)公布了2019年足球百強球星的前十名排名，梅西(Barcelona)、范迪克(利物浦)、馬內(利物浦)、c羅(尤文圖斯)和薩拉赫(利物浦)位列前五。從2012年開始，《衛報》將在每年年底發起評選前100名明星的活動。到目前為止，梅西五次獲得一等獎，c羅兩次，梅西一次。《衛報》2019年百強球星中，梅西第一，c羅僅排第四

此外，從中國選出了兩名頂尖運動員。其中，游泳領軍人物孫楊排名第43。雖然孫楊的搜索分數只有1分，廣告收入只有246萬美元，但他在社交媒體上有3260萬粉絲，這讓他在這個排名中占據了一定的優勢。易建聯的搜索分數只有一分，廣告收入達到698萬美元，也說明球類運動比游泳更有吸金能力。在2018年度超級巨星100強排名中，有5名中國運動員上榜，分別是孫楊(第17位)、張繼科(第78位)、馬龍(第82位)、寧澤濤(第86位)和傅。一年後，游泳和乒乓球的人氣下降，現在100強巨星里只有兩名中國運動員。那麼，你認為哪個中國運動員是最大的遺產？

Ⅳ Sr、Rb同位素

表4-3 中亞造山帶含礦岩石的Sr、Nd 同位素

續表

續表

續表

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資料來源：1.李華芹等，1998；2.周剛等，1998；3.陳富文等，1999；4.張前鋒等，1994；5.王中剛等，1998；6.賀伯初等，1994；7.王登紅等，2002；8.周剛等，1999；9.畢承思等，1993；10.洪大衛等，未發表的資料；11.陳富文等，1999；12.芮宗瑤等，2002；13.杜琦，1988；14.吳福元等，1999；15.趙元藝等，1997；16.秦克章，1998；17.陳德潛等，1995；18.盛繼福和付先政，1999；19.趙一鳴，張德全，1997；20.王國政，1997；21.張德全，1993；22.盛繼福等，1993；23.王一 先 等，1997；24.Zhu Yongfeng 等，2001；25.Sotnikov 等，1995；26.Kovalenko等，1999；27.Kovalenko 等，1997；28.Kozlov 等，1995；29.Kovalenko 等，1992；30.Lykhin 等，2001；31.Vladimirov等，1998；32.Vladimirov等，1997；33.Heinhorst等，2000。

從表4-3可見：

1）含礦岩石的Sr初始值I_Sr絕大多數都小於0.706，ε_Nd值絕大多數為正值（圖4-4），同前述花崗岩的總體同位素特點完全一致，說明它們都來源於地幔物質。甚至礦石流體包裹體的Sr同位素也反映了上述特點，說明成礦流體也繼承了岩漿來源於地幔物質的性質。某些與鎢、錫、稀有金屬礦化有關的花崗岩，即便是I_Sr值較高（0.711～0.728），但是它們的ε_Nd值仍然較高，甚至仍為正值，或在零值附近擺動，仍然表明了地幔來源物質的強烈影響。只有一些出露在微陸塊上的含礦岩石，如內蒙古白乃廟、俄羅斯外貝加爾和山區阿爾泰的某些稀有金屬、鎢錫礦床的含礦岩石才顯出ε_Nd為負值的特點，這同上述區域花崗岩的特點也是完全一致的。

圖4-4 中亞造山帶（CAOB）含礦岩石的ε _Nd -I _Sr 圖解

CAOB據表4-3，DM，MORB，EMⅠ和EMⅡ據Zindler and Hart，1986

2）含礦岩石，尤其是與鎢、錫、稀有金屬礦化有關的岩石，一般都是岩漿演化晚期分異比較充分的岩石，但是它們的同位素特點卻同區域花崗岩一致，沒有受到岩漿結晶分異和礦化作用的影響。

3）盡管本區礦床的成礦時代跨度較大，但是它們的Sr，Rb同位素系統卻是穩定的，變化范圍狹窄，說明從早古生代直至中生代，含礦岩石的來源基本類似。同區域花崗岩一樣，含礦岩石的ε_Nd值從早古生代到中生代逐漸降低，尤其是200 Ma以後的中生代含礦岩石，ε_Nd值都趨近於零，說明本區的含礦岩石同區域花崗岩一樣，是中生代對流地幔輸入改造顯生宙地殼的結果。

Ⅳ 姓張，前字輩， 最後一個字 取個什麼字好 張前....

前輝，前祺（吉祥意）蠻好聽的。

Ⅵ 新疆阿爾泰造山帶構造活動的磷灰石裂變徑跡證據

本節在新疆阿爾泰造山帶西部獲得一批較為系統的磷灰石裂變徑跡分析結果。32個磷灰石裂變徑跡年齡為（163.0±6.4）～（46.9±7.2）Ma，平均徑跡長度為（14.5±0.1）～（11.3±0.4）μm，長度標准差為（1.4～2.7）μm。區內具有三階段熱歷史：約110Ma之前處於約100～120℃較高溫穩定階段，然後在約110～40Ma期間發生快速冷卻與隆升事件，從約40Ma開始發生另一較為緩慢的冷卻事件。總體上自北而南，剝蝕速率和冷卻速率均逐漸變小。本書裂變徑跡資料表明，阿爾泰山西段主要斷裂帶現在向南傾斜，區內構造演化亦主要受Tesbahan、Kulti和Basei三條斷裂帶逆沖熱事件的控制。

我國新疆北部阿爾泰山脈位於西伯利亞板塊南緣，屬於西伯利亞板塊與哈薩克准噶爾板塊的結合帶，走向NW，是加里東-海西期增生於西伯利亞板塊南緣的陸緣增生造山帶。早古生代哈薩克-准噶爾板塊沿額爾齊斯深大斷裂帶開始俯沖，導致由北東向南西逐漸發展和加強的陸緣岩漿活動核褶皺造山作用（陳哲夫等，1997；王元龍等，2001）。阿爾泰山南緣為泥盆紀火山岩，中部為變質核岩漿岩帶，北部邊緣為逆沖推覆帶。從海西期末至新生代，總體上處於隆升和向南推覆（王廣瑞，1996；董永觀，2000）。我們在阿爾泰西部地區採集了系列樣品，試圖探討阿爾泰造山帶中生代以來構造活化的時間以及過早活化的時空制約。

一、地質特徵

印度大陸與亞洲大陸碰撞導致印度大陸向亞洲大陸的逐漸縮短匯聚以及新生代變形向北部中亞地區擴散。這種縮短作用的影響，在西藏和喜馬拉雅，乃至中國西北地區和蒙古，均清晰可見。早古生代哈薩克-准噶爾古板塊沿額爾齊斯-瑪因尼伯斷裂帶俯沖，引發陸緣岩漿活動和褶皺造山作用，其強度從NE向SW逐漸增大，進而分別形成山區加里東構造岩漿帶、山前海西構造岩漿帶和額爾齊斯海西構造岩漿帶。因此，阿爾泰山區斷裂、褶皺和強烈的岩漿活動相當發育（圖 1-4-8）。岩漿活動向南西變新（董永觀，2000）。褶皺作用和逆沖斷裂活動亦與構造岩漿作用相一致。區域斷裂帶以多期次形成和活動為特徵。區內主要斷裂帶呈NW-SE向，這些斷裂帶長大於100km，寬幾百米至幾公里。晚石炭紀之後，推覆斷層發育，並形成一系列NW走向的逆斷層。同時，發育了大陸沉積和伸展盆地（王廣瑞，1996）。作為造山帶深部作用的影響，這些斷裂帶主要形成於海西期。大面積花崗岩主要產出於加里東期和海西期（圖1-4-8），它們由於造山作用的影響而呈現片麻狀結構。不過，也發現印支-燕山期的岩漿岩（董永觀，2000；李志純，1996；張前鋒，1994），其時代向南漸小。

圖1-4-8 阿爾泰地區地質圖

黑色圓點及旁側數字代表采樣位置及其編號F₁、F₂、F₃、F₄、F₅和F₆分別為額爾齊斯（Ertix）斷裂、特斯巴汗（Tesbahan）斷裂、庫爾提（Kulti）斷裂、紅山咀斷裂、可可托海（Cocotohai）斷裂和巴寨（Basei）斷裂

例如，額爾齊斯斷裂帶是一個右行走滑逆沖斷裂帶，對區域地質演化具有重要作用，它由5條從東向西伸展約650km。額爾齊斯斷裂帶兩側的岩漿作用、變質作用和成礦作用，均有明顯差異。它整體上走向300°，傾向北東，傾角60°～70°，上盤抬升，垂直斷距約7km（Zari Muhtar，1994）。它是西伯利亞板塊和薩克斯坦板塊的縫合帶（陳哲夫等，1997；He G.，1995）俯沖作用發生於早泥盆世、中泥盆世和早白堊世（秦元喜等，1994）。不過，更新世以來仍有活動（柏美祥，1996）。Kokotakay-Ertai斷裂帶走向北—北西，向東傾，延長190km，形成於海西期（董永觀，2000），Late Epileistocene以來屬於右行倒轉走滑斷裂帶，致使額爾齊斯河流和Ulungur 河流排水系統紊亂（柏美祥等，1996）。

二、試驗方法

所採集的樣品經粉碎研磨後，應用常規重液分離法和磁選法分選出磷灰石單礦物。將磷灰石顆粒置於玻璃片上，用環氧樹脂滴固，然後進行研磨和拋光，使得礦物內表面露出。在25℃下用7% HNO₃蝕刻30 s揭示自發徑跡，將低鈾白雲母外探測器與礦物一並入反應堆輻照，之後在25℃下40% HF蝕刻20 s揭示誘發徑跡，中子注量利用CN5鈾玻璃標定（Bellemans F.，1994）。利用從澳洲進口的AUTOSCAN自動測量裝置，選擇平行c軸的柱面測出自發徑跡和誘發徑跡密度，水平封閉徑跡長度（Gleadow AJW，et al.，1986）依造Green（1986）建議的程序測定。根據IUGS推薦的ξ常數法和標准裂變徑跡年齡方程（Hurford A.J.，1982）計算年齡值。

磷灰石裂變徑跡的部分退火帶（Partial Annealing Zone）溫度通常為60～110℃（Fitzgerald P.G.，1995）。溫度高於退火帶，不僅沒有新的徑跡形成，而且已有徑跡亦將全部退火消失，裂變徑跡年齡為零；當溫度低於退火帶時，則新徑跡不斷形成；在退火帶內，徑跡既有生成又有消失，當溫度增加時將使得裂變徑跡逐漸減少，從而裂變徑跡年齡變小（Bellemans F.，1994），反之亦然。由於新徑跡的不斷形成，磷灰石的裂變徑跡年齡和徑跡長度分布特徵可以反映其主岩的綜合熱歷史（Green P.F.等，1989）。裂變徑跡年齡是過去熱事件復雜歷史的記錄。為了研究岩石經歷的地質熱歷史，可將封閉徑跡長度分布形式與裂變徑跡年齡相結合，並應用各種程序進行模擬。應用Green等（1989）描述的磷灰石退火特性，可較好地解釋測出的磷灰石裂變徑跡資料。基於經反演模擬獲得的退火特徵的定量表徵，解釋地質熱歷史（Ketcham，R.A.，1999）。

三、磷灰石裂變徑跡分析結果

系列研究樣品主要取自我國阿爾泰山區的西部（圖1-4-8）地表露頭，樣品岩性主要包括中酸性岩漿岩、砂岩和少量片麻岩，取樣高程變化較大（表1-4-2），其中已經獲得磷灰石裂變徑跡測試數據的樣品32個。這些樣品的磷灰石裂變徑跡中心年齡為（163.0±6.4）～（46.9±7.2）Ma，多數介於（100.4±5.7）和（46.9±7.2）Ma之間（表1-42，圖1-4-9），只兩個樣品例外，其年齡分別為（160.5±8.3）Ma和（133.9±6.0）Ma，它們采自阿爾泰造山帶南緣的額爾齊斯斷裂帶附近。所有樣品的平均長度為（14.5±0.1）～（11.3±0.4）μm，標准差為1.4～2.7μm。取自元古界—二疊系的所有樣品，磷灰石裂變徑跡年齡均小於其沉積年齡和侵位年齡，表明這些岩石沉積和結晶之後經歷的熱事件使得裂變徑跡退火而年齡變小。

表1-4-2 阿爾泰磷灰石裂變徑跡分析結果

續表

註：ρ_s和ρ_i分別是自發徑跡密度和誘發徑跡密度，標准徑跡密度和徑跡數分別為1.04×10⁶/cm和2607，N_s和N_i分別是自發徑跡數和誘發徑跡數，P（χ²）是χ²檢驗概率（Galbraith，1981）。

裂變徑跡年齡與樣品高程之間具有較好的線性相關趨勢（圖1-4-9），指示區內比較規律的構造歷史或冷卻歷史，即從100Ma到60Ma呈現快速隆升，此前高程變化不大。圖1-4-10表示平均徑跡長度與其長度標准差之間的密切相關關系，即平均長度愈長，長度標准差愈小。具有較高長度標准差的岩石，比標准差較低的岩石有著更為復雜的構造熱歷史。由圖1-4-11可知，年輕樣品的裂變徑跡年齡與平均徑跡長度正相關（兩個年齡較大的樣品例外），這主要受控於從～90Ma至～60Ma的退火作用或加熱事件。樣品高程與徑跡長度亦有一定相關關系，據圖1-4-12可區分出3個分布趨勢，分別代表南部（菱形符號）、中部（方形）和北部（三角形），它們均呈正相關，但其變化率不同，其中中部地區變化最大，反映了較為復雜的熱歷史。典型的長度分布直方圖（圖1-4-13）呈現3個特點：①不同樣品的徑跡平均長度變化較小，主體為12.6～13.6μm，有2個樣品例外，一是TS88為14.5μm，另一個TS79為11.3μm，可能與統計的徑跡數較少有關；②長度分布直方圖較窄，長度標准差主體變化於1.4～2.3μm，並且絕大多數變化於1.4～1.9μm間。個別樣品可能因長度數較少導致長度標准差較大。③長度分布直方圖具有單峰特徵，小於10μm或大於14μm的徑跡很少。小於10μm和大於14μm的徑跡，分別來自較年輕顆粒和較老的顆粒。因此，具有類似長度分布特徵的樣品，它們所經歷的地質熱歷史或冷卻史亦類似。

圖1-4-9 磷灰石裂變徑跡年齡與樣品高程關系圖

總體上呈負相關，其中年齡較大部分高程變化不明顯，約從100Ma至40Ma高程變化較大

圖1-4-10 磷灰石裂變徑跡平均長度與長度標准差呈現負相關關系

圖1-4-11 磷灰石裂變徑跡年齡對平均長度關系圖

年齡較大部分平均徑跡長度變化不大，而年齡小於100Ma部分則平均徑跡長度變化較大，並呈正相關

圖1-4-12 樣品高程對平均徑跡長度圖

阿爾泰造山帶南部（菱形點）、中部（方形點）和北部（三角形點）地區，雖其均呈正相關變化趨勢，但變化程度不同；3個區的高程變化幅度相近，而平均徑跡長度變化有別，其中以中部地區白花花最大

四、熱歷史模擬

基於Ketcham等（1999）的退火模型，並應用蒙特卡羅（Monte Carlo）逼近法模擬。根據獲得的裂變徑跡參數和樣品所處的地質背景與條件，確定反演模擬的初始條件。模擬溫度從高於裂變徑跡退火帶的～130℃到現今地表溫度，模擬時間從三疊紀到現今。模擬結果見圖1-4-14，每個樣均獲得了最佳的熱歷史路徑（見圖中粗線），虛線區代表反演模擬的較好擬合區。每個圖左上角標出樣品代號、實測徑跡長度和模擬徑跡長度，實測Pooled年齡和模擬Pooled年齡，以及K-S檢驗和GOF年齡擬合參數。當K-S值和GOF值均大於0.5時，一般認為模擬結果較好。

圖1-4-13 磷灰石封閉徑跡長度分布直方圖

橫坐標為長度/μm，縱坐標為頻數/條

如果考慮模擬曲線的整體特徵，則所有樣品呈現類似的3階段冷卻歷史。首先，從早三疊世至早白堊世（約120Ma），處於磷灰石裂變徑跡退火帶底部，溫度為（105-130）～（90-120）℃，屬於較高溫穩定階段；然後在120～60Ma期間，發生快速冷卻與隆升事件，使得岩石較快地進入退火帶的頂部狀態，溫度為（90-120）～（20-65）℃；第3 階段，大約從白堊紀末（60Ma）開始，發生另一較為緩慢的冷卻事件（圖1-4-14）。不過，有的樣品在第三階段出現一個較穩定的溫度階段，有的樣品在晚第三系以來出現快速冷卻。另一特點是，從北向南，開始快速隆升的時間逐漸變早。

圖1-4-14 典型樣品經磷灰石裂變徑跡反演模擬得到的時間-溫度變化歷史圖

虛線區代表反演模擬的較好擬合區，實線代表最好擬合結果。每個圖左上角標出樣品代號、實測徑跡長度和模擬徑跡長度，實測Pooled年齡和模擬Pooled年齡，以及K-S檢驗和GOF年齡擬合參數；當K-S值和GOF值均大於0.5時，一般認為模擬結果較好

五、地質意義

（一）隆升作用

依據磷灰石裂變徑跡資料分析，區內在約110～40Ma經歷了一次快速隆升作用，持續時間達～70Ma；快速隆升之前為平穩期，持續時間不小於50Ma，即在大於或等於160～110Ma，這從裂變徑跡年齡與樣品高程關系圖（圖1-4-9）、裂變徑跡年齡對平均徑跡長度圖（圖1-4-11）以及反演模擬結果（圖1-4-14），均得到體現。在80～116Ma之前，阿爾泰地區各構造帶均處於磷灰石裂變徑跡退火帶底部部位（約120℃或3.6km的深部），然後總體上等速隆升至地表。

第2階段60～90Ma期間，隆升速率（83.3～107.7）m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及獲得（80.4～91.9）Ma的裂變徑跡年齡，證實燕山晚期發生過新的陸內擠壓造山活動。

（二）冷卻速率與剝蝕速率

根據反演模擬的最佳熱歷史計算，從開始快速隆升冷卻至現今，各地塊的平均冷卻速率和剝蝕速率如下。

北部：庫爾特斷裂帶北部地區剝蝕程度為60.5m/Ma，冷卻速率為1.18℃/Ma 或35.8m/Ma。

中部：庫爾特斷裂帶與特斯巴汗斷裂帶之間地區，其剝蝕速率和冷卻速率分別為（20.8～23.0）m/Ma和（0.78～1.00）℃/Ma（23.6～30.3m/Ma）。

南部：特斯巴汗斷裂帶南部剝蝕速率和冷卻速率分別為6.6m/Ma和0.74℃/Ma（22.4m/Ma）。

總體上自北而南，剝蝕速率和冷卻速率均逐漸變小。

自北向南，開始隆升的時間漸早，即從北部的80Ma到南部的110Ma，這可能與隆升剝蝕主要受西伯利亞板塊向南西擠壓作用控制有關。

第2階段60～90Ma期間，冷卻速率為2.5～3.23℃/Ma，相當於抬升速率83.3～107.7m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及80.4～91.9Ma的裂變徑跡年齡，證實燕山晚期發生過新的陸內擠壓造山活動。

斷裂帶對區域構造演化的控制影響如下。

阿爾泰造山帶被NW向數條斷裂帶分割為相應的地塊（圖1-4-8）。此次工作的研究樣品取自西部NNE向剖面線上，少數樣品取自中部地帶（圖1-4-8）。將磷灰石裂變徑跡年齡對樣品在NNE向的分布距離作圖（圖1-4-15），樣品點有規律分布。由北向南，裂變徑跡年齡總體上在變大。如果分別考慮以F₁額爾齊斯（Ertix）斷裂，F₂特斯巴汗（Tesbahan）斷裂，F₃庫爾提（Kulti）斷裂和F₆巴寨（Basei）斷裂為界的3個地塊，則從北向南年齡變大的趨勢更為明顯，並且變化幅度（或趨勢線斜率）相同（圖1-4-15）。

圖1-4-15 磷灰石裂變徑跡年齡、樣品垂直區域斷裂帶距離、主要斷裂帶之間的關系

F₁—額爾齊斯（Ertix）斷裂，F₂—特斯巴汗（Tesbahan）斷裂，F₃—庫爾提（Kulti）斷裂，F₆—巴寨（Basei）斷裂

這種北部年齡較小、南部年齡較大的事實，表明最近熱事件的熱源位於北部，從而導致遠離熱源的南部樣品，較快較早地降溫而脫離退火帶，最終記錄了較大的裂變徑跡年齡；相反，北部樣品年齡較小，是因為它們接近熱源，脫離退火帶的時間較晚。那麼，這種熱源的分布狀況又是如何形成的呢？我們認為，F₆巴寨（Basei）斷裂，F₃庫爾提（Kulti）斷裂和F₂特斯巴汗（Tesbahan）斷裂，發生的逆沖構造熱事件是產生熱源的具體載體和形式。鑒於樣品年齡在斷裂南側最小、繼之向南變大的特點，證實這些斷裂的斷面向南傾，即樣品愈靠近斷裂帶，其距斷裂面愈近，受熱影響愈強，年齡變愈小，反之亦然。沿各條斷裂帶同時發生的逆沖活動，源動力是西伯利亞板塊相對向南（向哈薩克-准噶爾板塊）發生的陸內碰撞俯沖作用，這也是大陸縮短、陸內造山的根本原因。

由此可見，阿爾泰山西段的構造演化主要受Tesbahan、Kulti和Basei三條斷裂帶逆沖熱事件的控制。尤其是Basei斷裂帶的作用，可與Kulti和Tesbahan斷裂相比，而以往重視不夠，以為僅是局部斷裂而已。同時，這些斷裂帶進入陸內造山之後，斷層面均向南傾，而不是通常認為的向北傾。主要依據是以這3條斷裂帶為界，其南部樣品的裂變徑跡年齡逐漸增大，證實向南遠離斷裂帶的樣品，受斷裂帶構造熱事件影響較小或者受影響時間滯後（圖1-4-15）。事實上，在野外亦可多處見到斷裂面向北傾的露頭。

參考文獻

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（袁萬明，董金泉，保增寬）

Ⅶ 炫舞名字，張先生，張太太，前面修飾符號

￣張先生° ￣張太太°
張先生し 張太太し
1314：張先生 1314：張太太
ぃ張先生 ぃ張太太
張シ先生 張シ太太
嫵媚シ張先生 妖嬈シ張太太
Ctrl+Alt+1+0張先生. Ctrl+Alt+1+0張太太. (這種出來的效果前面後很多空格的 挺好看的）
謝謝採納

Ⅷ 籃球爭霸桌游的游戲步驟

第一步：分牌
挑出榮譽牌後，將牌分成4摞，按類型分為後衛、前鋒、中鋒、技戰術。
第二步：挑牌（常規2-4人玩法）
例：2人對戰（全場）
比賽雙方分別摸牌，隨機抽取6張後衛牌、6張前鋒牌、4張中鋒牌。然後隨機抽取15張技戰術牌，玩家根據自己的技戰術牌排兵布陣，棄掉2張後衛牌、2張前鋒牌、2張中鋒牌，確定比賽10人陣容，並確定首發和替補陣容。棄牌之前，如果對手中牌不滿意，可申請交易特例*，棄牌後保持10人首發+替補陣容。
第一節上首發陣容，第二節上替補陣容，第三、第四節不限陣容，但首發隊員上場不能超過3節，替補隊員上場不能超過2節。
*交易特例：在開賽前，2名換1名（棄兩張同位置的球員牌，隨機在未挑選的相應球員牌中抽取一張新牌），僅顯一次。也可同時申請交易技戰術牌，方法相似於球員交易。但技戰術牌在賽前可以交易兩次，每節間交易一次。半場過後，技戰術牌補齊上限15張牌。以上交易特例，除上述規定時間外，其他時間不得使用。
第三步：陣容布置
1、根據自己的部署醬球員牌放在相應位置。（後衛——後衛位，前鋒——前鋒/中鋒位，中鋒——前鋒/中鋒位）
2、根據自己策略並打出戰術牌（非技戰術牌，而是指進攻和防守戰術，可同時打出，但不能打出2張進攻或防守戰術）
3、任選兩張榮耀牌作為計分牌扣置在計分欄開始端。（榮譽牌不能選本場比賽爭奪的榮耀。）
第四步：比賽開始
1、擲硬幣確定首先進攻方。
2、假設第一方紅發率先進攻，藍方防守。
紅方發起進攻，將指定的首次進攻隊員牌，亮牌倒置呈防守狀態，並酌情打出進攻技能牌，球員牌的進攻能力值+相應的進攻技能牌能力值+戰術的進攻值=總進攻值。指定攻擊藍方任意位置。
3、被指定的藍方防守球員牌，亮牌正置呈進攻狀態，並酌情打出防守技能牌，球員牌的防守能力值+相應的防守技能牌能力值+戰術的防守值=總防守值。
4、如果總進攻值大於總防守值，進攻球員得分，反之不得分。
5、雙方交替攻防5個回合，每名球員均進行一次攻防。（球員進行一次攻防後，將牌橫置，不能再次直接使用任何進攻、防守技，但可以使用助攻、協防、攻防求救等）
6、第二節雙方換上替補陣容。第三、第四節不限陣容，但首發隊員上場不能超過3節，替補隊員不能超過2節。
其他具體規則詳見《籃球爭霸游戲手冊》

Ⅸ 求WOWDK清爽一點的幻化套，我是血精靈DK，皮膚白色的，想多露點皮膚。最好像聖騎士裝備那種亮色的

聖殿騎士：藍色的清爽套

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如果要露得多的，就比較貴了，比如光榮、前鋒、崇高、翡翠2和鹽石、暴君，這幾個的腿部造型差不多，就是顏色上有區別，如果要亮色的，光榮是金黃，前鋒是深藍，崇高是粉色，翡翠2是淡綠，鹽石是黑的，暴君是紅褐色。

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