地質學中計算礦物陽離子數有什麼用
A. 我想自學礦物勘探方面的知識的，但是不是很懂求指教
兄弟你好,我們真是很有緣分,你們礦叫什麼名字,在礦山工作你可以學習地質,和測量,但是自學的話還是很有難度的,你可以報一個成人教育的學校,像礦大,進行函授學習,然後取得學位.那樣的話你就可以進入技術組.
B. 礦物葯以其主要的陽離子可劃分為哪幾種類型
礦物葯包括原礦物葯、礦物製品葯及礦物葯制劑。其研究涉及各單味葯的理化性質，質量標准，炮製方法及炮製後性狀變化，功能主治，入葯應用配伍與劑型，包括在不同的劑型和用法其可溶性的變化，以及不同的加工炮製對溶出的影響、乃至對療效的影響等，其中最基礎的研究，在於對礦物葯治病物質基礎的理論研究。所有這些研究，都必須置於中醫葯治病理論的統率下，才能發揮其實效。
礦物葯多半是幾種礦物的天然混合物，而且入葯用時多經過炮製。在適宜劑型里，其有效成分的溶出率和毒副成分的避除，是衡量葯材質量、炮製效果的指標之一，也是研究它與配伍葯材總葯效的基礎。至於某些性質（物理的如磁性、化學的如離子交換性等等）的葯理作用，已有探討尚無定論。
為研究其可溶性和各成分的溶出率，可以依據單昧葯的礦物組份的已有資料（主要是單礦物的理論化學組成資料），結合葯用實踐作出推論，如方解石、蛇紋石都屬酸溶礦物，花蕊石（由方解石、蛇紋石為主要礦物組份的大理岩）在酸性介質中將可溶出Ca、Mg等。但是，中醫用葯治病有其特點，或從礦物葯氣味歸經出發，或從服用者體質特點、病理特點考慮，在不同單方、服法中，花蕊石的配伍、用量各有差異。所以，各礦物中成分的溶出率決不同於自然地質作用，也不同於在化學實驗室等反應條件下所提供的信息或資料。花蕊石中方解石、蛇紋石在不同的劑型（如入湯劑或入散劑，內服或外用）、不同溶解條件（如在酸性溶媒或鹼性溶媒中）的溶出率，溶出的Ca、Mg的比值等，必須通過實驗測試才有可據以比較的資料。
研究表明，各成分的溶出率，首先與該單味葯礦物組份本身的理化性質有關。含Ca的礦物未必溶出足夠的Ca。如鈣芒硝、方解石、石膏均含Ca，水煎中鈣芒硝的鈣將全部溶出，而方解石、石膏的Ca僅千分之幾被溶解。另外，與礦物顆粒的粒度大小，顆粒間排列緊密程度及共存礦物間的嵌生狀態（即所謂結構構造）都有關系。如方解石Ca的溶出率低於石燕。可見，礦物組份和結構構造的研究是可溶性研究的基礎。研究還表明，同一味葯，生石燕的成分溶出率低於煅石燕。可見生樣、煅樣對比研究是可溶性變化研究的又一方向。至於不同的炮製方法與古代依方炮製的機理則是進一步研究中應加以探討的。
主要成分之外，礦物中存在多種微量成分，其中一些微量元素的生理作用已引起醫葯界廣泛的重視。同一味葯，產自不同成因類型的樣品其微量成分不同，同一成因類型而不同產地的樣品，因形成時、甚至形成後所處地區微量元素的地球化學背景值不同，地質作用演化不同，微量元素的種類和量比都有不同。它們賦存於不同礦物晶體中，或分散在吸附它們的粘土顆粒之間，在該礦物葯入葯用時的可溶性也不同。如賦存於滑石中的Sr、Pb 與分散於粘土質滑石中Sr、Pb無論從存在量和溶出率上看，在入湯劑用時都以粘土質滑石為多，而鉛鋅礦區風化殼上產出的粘土質滑石，較之灰岩風化殼中的粘上質滑石含Sr量少且含Pb量大。具體處方中應使用何種滑石，應通過葯理研究和臨床實踐方可肯定。
綜上所述，礦物葯研究，除品種鑒別外，主要是理化性質，尤其是可溶性及不同成分溶出率的研究。這涉及不同成因的同一單味葯，共存礦物組份不同時，結構構造不同時，炮製方法不同時，用於不同劑型時，各種成分溶出率的研討。
著重於品種鑒定、炮製、入葯應用劑型及相應的可溶性的研究。同時也探討了單味葯的粒度不同時對溶出率的影響；人工破碎粒級不同的對比，代替不了天然形成的更分散的、甚至呈膠體微粒級的對比。自然界產出的同一種礦物，在不同粒度樣品中某一成分溶出率的研究意義，尤其是膠體粒級與結晶粗粒樣對比研究的意義，可從本章主要由磷灰石組成的龍齒與龍骨、主要由方解石組成的方解石與硅藻上質白堊中， PO4和Ca等的溶出資料看出。
至於有害成分的避除，除沿用歷代有效的炮製方法加以解決外，研討新的炮製方向、方法，以及明確提出礦物葯（或礦物製品葯及制劑的原料礦物）的質量、品級要求，供地質找礦及葯檢、經營部門參考是當務之急。對比研究不同產地的市售品及發掘可能的葯用礦物資源，是這一研究的基礎工作。
要強調指出的是，一些研究者認為可用純凈的人工合成物代替天然礦物葯，這是值得商榷的。正如上述，原礦物葯的主成分可人工合成，但微量成分、尤其微量元素的種類與不同味葯中它們的量比變化等等，是人工合成無法解決的，這些成分在礦物中的存在狀態是無法模擬合成的。在未能確定主次、微量成分的葯理效用前，這種替代不宜倡導。在中醫葯理論指導下，根據中葯治病經驗和葯理機制研究、探索、確認某礦物葯治病的物質基礎之後，將現有礦物葯或合並、或取代、或引入新品，是可能的，也是研究發展的必然結果。
C. 地殼中有哪些元素
主量元素： 主量元素有時也稱為常量元素，是指那些在岩石中(≠地殼中)含量大於1%(或0.1%)的元素，在地殼中大於1%的8種元素都是主量元素，除氧以外的7種元素在地殼中都以陽離子形式存在，它們與氧結合形成的氧化物(或氧的化合物)，是構成三大類岩石的主體，因此又常被稱為造岩元素。 地殼中重量百分比最大的10個元素的順序是：O＞Si＞Al＞Fe＞Ca＞Na＞K＞Mg＞Ti＞H，若按元素的原子克拉克值(原子個數)，則原子個數最多的元素是：O＞Si＞H＞Al＞Na＞Mg＞Ca＞Fe＞K＞Ti。Ti、H(P)在地殼中的重量百分比雖不足1%，但在各大類岩石中頻繁出現，也常被稱為造岩元素。 上述地殼中含量最高的十種元素，在各類岩石化學組成中都占重要地位。雖然不同類型岩石的礦物成分有差異，但主要礦物都是氧化物和含氧鹽，尤其是各種類型的硅酸鹽，因此可將整個地殼看成一個硅酸鹽礦物集合體。 岩漿岩是地殼中分布最廣的岩石大類，從酸性岩直到超基性岩，主要礦物都是硅酸鹽，不同的是：超基性岩和基性岩主要由鎂、鐵(鈣)的硅酸鹽組成，中、酸性岩主要由鉀、鈉的鋁硅酸鹽和氧化物組成。大陸地殼中上部中酸性岩石佔主導的地位，下部中基性岩為主體；大洋地殼以基性岩石為主，因此地球科學家常稱地殼為硅酸鹽岩殼。也有的學者將以中酸性岩為主的部分稱為硅鋁質地殼，將以基性岩為主的部分稱為硅鎂質地殼。 由此可知：地殼中主量元素的種類(化學成分)決定了地殼中天然化合物(礦物)的類型；主要礦物種類及組合關系決定了其集合體(岩石)的分類；而地殼中主要岩石類型決定了地殼的基本面貌。微量元素： 在地殼(岩石)中含量低於0.1%的元素，一般來說不易形成自己的獨立礦物，多以類質同象的形式存在於其它元素組成的礦物中，這樣的元素被稱為微量元素。比如：鉀、鈉的克拉克值都是2.5%，屬主要元素，在自然界可形成多種獨立礦物。與鉀、鈉同屬第一主族的銣、銫，由於在地殼中的含量低，在各種地質體中的濃度亦低，難以形成自己的獨立礦物，主要呈分散狀態存在於鉀、鈉的礦物中。硫(硒、碲)和鹵族元素： 在地殼中，除氧總是以陰離子的形式存在外，硫(硒、碲)和鹵族元素在絕大多數情況下都以陰離子形式存在。雖然硫在特定情況下可形成單質礦物(自然硫S2)，硫仍是地殼中除氧以外最重要的呈陰離子的元素。硫在熱液成礦階段能與多種金屬元素(如貴金屬Ag、Au，賤金屬Pb、Zn、Mo、Cu、Hg等)結合生成硫鹽和硫化物礦物，這些礦物是金屬礦床的物質基礎 。若礦物結晶時硫含量不充分，硒可以進入礦物中占據硫在晶格中的位置，硫、硒以類質同象的方式在同種礦物中存在。碲與硫的晶體化學性質差別比硒大，故碲通常不進入硫化物礦物，當硫不足時，它可以結晶成碲化物。 氯、氟等鹵族元素，通過獲得一個電子就形成穩定的惰性氣體型(8電子外層)的電層結構，它們形成陰離子的能力甚至比氧、硫更強，只是因為鹵族元素的地殼豐度較氧、硫低得多，限制了它們形成獨立礦物的能力。鹵族元素與陽離子結合形成典型的離子鍵化合物。離子鍵化合物易溶於水，但氣化溫度較高，在乾旱條件下，鹵化物還是比較穩定的。當鹵族元素的濃度較低，不能形成獨立礦物時，它們進入氧化物，在含氧鹽礦物中，常見它們以類質同象方式置換礦物中的氧或羥基金屬成礦元素： 在地質體中金屬元素多形成金屬礦物(硫化物、單質礦物或金屬互化物，部分氧化物)，在礦產資源中作為冶煉金屬物質的對象。 金屬成礦元素按其晶體化學和地球化學習性以及珍稀程度可以分為：貴金屬元素、金屬元素、過渡元素、稀有元素、稀土元素。 貴金屬元素Ag、Au、Hg、Pt等，貴金屬元素在地殼中主要以單質礦物，硫化物形式存在，在地質體中含量低，成礦方式多樣，但礦物易分選，元素化學穩定性高，成礦物質的經濟價值高； 金屬元素Pb、Zn、Cu（又稱賤金屬元素）、Sb、Bi等，在地殼中主要以硫化物形式存在。成礦物質主要通過熱液作用成礦，硫(硒、碲)的富集對成礦過程有重要意義。礦床中成礦元素含量較高，是國民經濟生活中廣泛應用的礦產資源； 過渡元素Co、Ni、Ti、V、Cr、Mn和W、Sn、Mo、Zr、Hf等，這些元素在自然界多以氧化物礦物形式存在，部分也可形成硫化物(如鉬)或硫鹽(如錫)。 稀有元素Li、Be、Nb、Ta、Ti、Zr在地殼中含量很低，主要形成硅酸鹽或氧化物。 稀土元素釔和鑭系元素統稱為稀土元素，地殼中稀土元素含量低，但它們常成組分布。稀土元素較難形成自己的獨立礦物，主要進入鈣的礦物，在礦物中類質同象置換鈣。較常見的稀土元素礦物和含稀土元素的礦物都是氧化物或含氧鹽類礦物。親生物元素和親氣元素： 主要有C、H、O、N和P、B，它們是組成水圈、大氣圈和生物圈的主要化學成分，在地殼表層的各種自然過程中起著相當重要的作用。部分微量元素(如Zn、Pb、Se等)以及在地殼表層和水圈中富集的元素Ca、Na、F、Cl等對生命的活動有重要意義，具親生物的屬性。某些親生物元素的過量或饋乏不僅會影響生命物體的正常發育，嚴重時還會引起一些物種的絕滅。放射性元素： 現代地殼中存在的放射性元素（同位素）有67種。原子量小於209的放射性同位素僅有十餘種，它們是：10Be,14C，40K,50V,87Rb,123Te,187Re,190Pt,192Pe,138La,144Na,145Pm,147Sm,148Sm和149Sm，自84號元素釙(Po)起，元素(同位素)的原子質量都等於或大於209，這些原子核都有放射性，它們都是放射性同位素。 現代核物理技術的高度發展，已經能夠通過中子活化及核合成技術生成許多新的放射性元素(同位素)，若將這些元素計算在內，元素周期表內的元素總數應增加到109個。（2）礦物的分類、晶形及其物理性質 地殼中各種元素多數組成化合物，並以礦物的形式出現。礦物多數是在地殼(地球)物理化學條件下形成的無機晶質固體，也有少數呈非晶質和膠體。礦物學是地球科學中研究歷史最悠久的分支學科之一。自有人類以來就開始了對礦物的認識和利用，人類有了文字就有了對礦物認識的記載。礦物學作為一門獨立的學科已有近三個世紀的歷史了，20世紀20年代以來在礦物學研究中逐步引入了現代科學技術的研究手段和方法，使礦物學進入了由表及裡、由宏觀到微觀的研究層次，開始了礦物成分、結構與物理性質、開發應用綜合研究的新階段。 迄今發現的礦物種數已達3000餘種。常見的造岩礦物只有十餘種，如石英、正長石、斜長石、黑雲母、白雲母、角閃石、輝石、橄欖石等，其餘屬非造岩礦物。按礦物中化學組分的復雜程度可將礦物分成單質礦物和化合物。化合物按與陰離子的結合類型(化學鍵)劃分大類，主要大類有：硫化物(包括砷、銻、鉍、碲、硒的化合物)；氧的化合物；以及鹵化物。在各大類中按陰離子或絡陰離子種類可將礦物劃分類，各類中按礦物結構還可以劃分亞類，在亞類中又可以進一步劃分部、族和礦物種。硫化物及其類似化合物: 在礦物分類中，硫化物大類還可以分成三個礦物類。硫化物礦物的總特徵是：首先，它們由金屬陽離子與硫等陰離子之間以共價鍵方式結合形成。它們在地殼中的總量很低(＜1%)，但礦物種較多，占礦物種總數的16.5%。硫化物礦物的生成多與成礦作用有關，即絕大多數礦床中的金屬礦物都屬硫化物大類；其次，硫化物類礦物透明度和硬度較低，但通常色澤鮮艷、有金屬(半金屬)光澤、比重也較大；最後，結晶程度較好，硫與其它元素結合時配位方式多樣，因此晶體結構類型多，晶體形態多樣，容易識別。 在成員眾多的硫化物礦物家族中，方鉛礦（PbS）、閃鋅礦（ZnS）、黃銅礦（CuFeS2）、黝錫礦（Cu2SnFeS4）和黃鐵礦（FeS2）、斑銅礦（Cu5FeS4）、雄黃（As4S4）、雌黃（As2S3）、辰砂（HgS）等是最常見的硫化物。此外，還有硒化物和碲硫化物。氧的化合物: 幾乎所有造岩礦物都是硅酸鹽和氧化物，如長石、雲母、角閃石、輝石等。但也有一些氧化物和含氧鹽主要與成礦作用有關，如錫石（SnO2）和黑鎢礦（(FeMn)WO4）、磁鐵礦（Fe2+Fe3+O4）、鈦鐵礦（FeTiO3），是錫、鎢、鐵礦床中的資源礦物(礦石礦物)。單質及其類似物: 它們在礦物分類中也是一個大類，包括由單質原子結晶的礦物和多種原子結合的金屬互殼重量的1%，但成礦能力很強，如自然銅（Cu）、銀金礦（AgAu）、自然鉑（Pt）、金剛石（C）、石墨（C）和自然硫（S）都可富集成礦。單質礦物中原子以金屬鍵或共價健和分子健相結合，原子間緊密堆積，礦物晶體對稱性高。寶石礦物: 寶石鮮艷的顏色和絢麗的光澤使其具有很高的價值 在礦物學分類中並未劃分此大類，但它們是具特殊經濟意義的礦物群體。經過加工，能用於裝飾的礦物，稱為寶石礦物。寶石礦物主要有以下特點：第一是晶瑩艷麗，光彩奪目，即礦物的顏色和光澤質地優良。第二是質地堅硬，經久耐用，即寶石礦物的硬度較大；第三是稀少，即礦物產量少，又有一定的價值。據以上特徵，能稱為寶石礦物的只可能是氧的化合物和單質礦物中的少數非金屬礦物。自然界的寶石礦物共有百種，較重要的約20種。最貴重的寶石有四種：鑽石、紅寶石、藍寶石和祖母綠（見彩色照片）。 鑽石的寶石礦物是金剛石（C），它屬單質非金屬礦物，是硬度最大的礦物。金剛石結晶溫度(＞1100℃)和壓力(＞40Pa)很高，是元素碳在距地表大約200km或更深處結晶的晶體。 紅寶石和藍寶石是兩種極貴重的寶石，其寶石礦物都是剛玉（Al2O3）。剛玉雖是較常見的礦物，但能成為寶石礦物的剛玉僅出現在某些石灰岩和中酸性岩漿岩的接觸帶、基性岩牆及純橄欖岩中，成為寶石礦床還需經過沉積作用，即在碎屑礦物中聚集。 還有一種寶石 祖母綠也十分名貴，它的寶石礦物是綠柱石（Be3Al2〔Si6O18〕），綠柱石是環狀構造硅酸鹽，主要產於岩漿晚期形成的偉晶岩和一些高溫熱液形成的脈狀岩石中，作為寶石礦物的綠柱石主要產在熱液脈中，而且十分罕見。 礦物的形態由礦物的晶形和結晶程度決定。礦物的結晶程度主要受礦物生長時的物理化學環境控制，而礦物的晶形則與礦物的晶體結構有關。晶體是晶體結構的最小單位(晶胞)在三維空間重復增長的結果，如果晶體結構的對稱性高，晶體的對稱性也高。三維對稱的晶體呈粒狀晶體(如金剛石、方鉛礦等)，二維對稱的晶體沿C軸發育的為長柱狀(如針鎳礦)，若C軸不發育的呈片狀(如輝鉬礦、雲母等)。化學鍵的各向異性也影響晶體的形態，如金紅石、輝銻礦的八面體化學鍵沿C軸延伸，它們的晶體發育成柱狀、針狀或毛發狀（圖4-1）。硅酸鹽礦物晶形與其結構的對應關系，將在岩漿岩組成礦物中作簡要介紹。 晶體：a石英 b長石 c石榴子石 礦物的比重是單位體積中礦物的重量與4℃水重量之比，礦物的密度是單位體積中礦物的質量，兩者概念不同，但數值相當。決定礦物比重和密度的主要因素是：陽離子的原子量、晶體中的原子間距和原子的配位數。例如，方解石CaCO3和菱鋅礦ZnCO3結構相同，但Ca、Zn的原子量分別是40.08和65.57，因而方解石的密度(2.71g/cm3)就比菱鋅礦(4.45g/cm3)小。又如文石和方解石的成分都是CaCO3，但兩者的配位數分別為9和6，兩者的密度就有差異，分別是2.95g/cm3和2.23g/cm3。 礦物硬度是礦物內部結構牢固性的表現，主要取決於化學鍵的類型和強度：離子鍵型和共價健型礦物硬度較高，金屬鍵型礦物硬度較低。硬度也與化學鍵的鍵長有關，鍵長小的礦物硬度較大。離子價態高低和配位數大小對礦物硬度有一定影響，離子價態高，配位數較大的礦物硬度也較大。 礦物的顏色由礦物的成分和內部結構決定。組成礦物的離子的顏色，礦物晶體中的結構缺陷，以及礦物中的雜質和包裹體等，都可影響礦物的顏色。在離子鍵礦物晶體中，礦物的顏色主要與離子的顏色有關，如Cu2+?離子為綠色，銅的氫氧化物，碳酸鹽和硫酸鹽礦物都呈綠(黃)色，又如Ca2+?離子無色，Fe2+?、Mn2+?離子主要呈灰、紅色，故白鎢礦(CaWO4)為灰白色，黑鎢礦(MnFe)WO4為黑 褐色。共價鍵化合物礦物中離子受極化作用的影響，礦物的顏色與離子的顏色無明確關系，如黃銅礦為金黃色，而輝銅礦則是煙灰色。 礦物的透明度指礦物對光吸收性的強弱。受礦物顏色、裂隙、放射性物質含量等影響，也與化合物化學鍵類型有關。 礦物表面反射光的能力稱為光澤，按反射光能力由強到弱可分為金屬光澤、半金屬光澤、金剛光澤和玻璃光澤。礦物光澤受化合物化學鍵型、礦物的成分結構和礦物表面的性質等條件的制約。光澤是評價寶石的重要標志。 礦物的導電性與化學鍵類型有關，金屬鍵型礦物導電性強、離子鍵和共價鍵礦物不導電或僅有弱導電性。某些礦物有特殊的電學性質，如電氣石在加熱時可產生電荷，具焦電性，石英晶體在加壓時可產生電荷，具壓電性，這些性質被應用於現代技術和軍事工業。 礦物還有一些其他的物理性質，如過渡性元素的礦物(磁鐵礦、磁黃鐵礦等)常具磁性。某些礦物具磁性是殼幔產生局部磁場的基礎，礦物的熱導性、熱膨脹率、放射性、表面吸附能力等物理性質對礦物的利用價值也有影響。
D. 地質學的問題
學好來地質學，要抓住重點，普通地質學自，岩石學，構造地質學，礦床學，礦產普查學是最重要的幾門專業課。
學好這幾門課的同時，要注重實習和實驗課，尤其是實習。專業課程的理論部分有時候晦澀難懂，但是一旦接觸實驗，實習，很多東西會豁然明朗。
學校一般會安排3次左右的實習機會，我們曾經去過湖南省某個國有大型礦山實習。
地質說到底是偏文科的東西多一些，要多背。
沒有礦物標本學習礦物知識是很困難的，礦物岩石的學習，有一多半的時間消耗在實驗室。不過這也不是不可能的。
解理，是岩石礦物學的一個概念，指的是受力後常沿一定方向的平面破裂，這種性質稱為解理。解理面大而平整光滑的成為完全解理，解理面較大而比較平整光滑，成為不完全解理。事實上，這個完全和不完全的區分不是很重要，用的多的是解理和無解理的區分，無解理就是說受力後不是按照一定的方向斷開，而是以某個方向隨機斷開，斷口常常凹凸不平。
最後一個問題，你問的太泛了，呵呵
有什麼問題發[email protected]
希望對你有所幫助！
E. 礦物化學式的計算
礦物化學分析數據中各組分的百分含量的總和，一般允許的誤差小於1%。因此，分析數據的總量應不低於99%和不高於101%。有的可能要求誤差小於0.5%，視實驗條件和測定精度而定。因獲得的分析數據為不同元素的質量分數，不能代表不同原子數目的比例，必須進行計算。
1.簡單化學式的計算（表2-3）
（1）第1欄是化學分析的元素質量分數，其總和為99%～100%。
（2）第2欄是查出各元素的相對原子質量（若分析的是氧化物，則應算出各氧化物的相對分子質量）。
（3）第3欄是用各元素相對原子質量或氧化物相對分子質量除各相應元素或氧化物的質量分數（即第1欄/第2欄）所得到的結果，表示該礦物中各元素原子數或各氧化物分子數之比。
（4）第4欄是將第3欄結果中的非整數比關系約簡為整數的近似原子（分子）數之比關系。
表2-3 礦物晶體化學式計算實例一
2.復雜化學式的計算
對於硅酸鹽礦物，其化學組成較為復雜，計算其化學式時，當得出各氧化物組分分子數的比例後，通常難以把它們近似地約簡成簡單的比例。其計算方法有兩種，分別以氧的數目或陽離子的數目作為基準來進行計算。
（1）以氧原子數目為基準計演算法：因對氧來說，一般極少被其他元素所置換，因此，只要知道屬於哪一族礦物，即以該族礦物化學式中的氧原子數目為基準，再按比例進行一次換算。計算過程見表2-4。
表2-4 礦物晶體化學式計算實例二
表2-4中的晶體化學式，寫於同一圓括弧內的各元素均呈類質同像置換關系，各自的原子數用具體數字來表示，元素符號間不再加逗號，寫於圓括弧右下角的數字，表示圓括弧內各元素的原子數之和。這是化學式計算工作中特定的習慣表示方法。
計算步驟見表下的說明，陽離子數指的是陽離子的個數，如SiO2，即Si為1個（氧則為2個）。
（2）以陽離子總數為基準計演算法：這種方法計算的結果與上一種方法的結果相近，也是常用的一種計算方法。計算步驟見表2-5。
表2-5 礦物晶體化學式計算實例三
礦物化學式的計算不僅對新礦物是必須的，而且對晶體結構分析、准確確定類質同像系列中的礦物種，也都是必須的。
F. 中國地質科學院地質研究所礦物學、岩石學、礦床學專業考數學嗎
這個是數學和地球科學概論2門二選一作為一門專業課來考，考哪門都行，報名的時候能選的。回礦物、岩石答、礦床也是一張卷，地科院不知道怎麼考，可能是3門混成一張卷，也可能是3套卷子任選一套作答（地大是三選一）。
G. 簡述土壤的組成成分.為什麼土壤中的粘土礦物和有機物質能交換陽離子
(1)土壤是由固體、液體和氣體三相共同組成的多相體系。土壤固相包括土壤礦物質(占土壤固體總重量的90%以上)、土壤有機質(占土壤固體總重量1%~10%，其中，可耕土壤中約佔5%，且絕大部分在土壤表層);土壤液相指土壤中的水分及其水溶物;土壤氣相指土壤中有無數的空隙充滿空氣，典型土壤約35%的體積是充滿空氣的。
(2)對粘土礦物:
①同晶替代。
②電離，如高嶺土H或OH電離。高嶺土:ZPC (zero point of charge) PH=5
對有機物質:帶有羧酸根基團和其它鹼性基因團。
H. 地質中主微量元素分析是干什麼用的
稀土元素作為抄一組襲揭示成礦物質來源、成礦條件及礦床成因的示蹤劑元素,在岩石學領域特別是在岩漿岩及岩漿起源及演化方面已得到廣泛應用[2?3],而稀土元素在礦床學領域的應用研究特別是同一成礦系統不同成礦類型的稀土特徵研究相對薄弱。目前,有關磁鐵礦、鉛鋅礦和銅多金屬礦等單一成礦類型礦床的稀土元素地球化學的應用研究[4?9]已經很多,而運用稀土元素地球化學特徵來釐定成礦系統並討論成礦作用疊加及演化的稀土地球化學行為卻少有報道。
I. 蝕變帶岩石中主量元素氧化物變化的地球化學規律
作為礦體產出圍岩的研究，一般都是將礦體（脈）旁岩石的主量元素氧化物變化與遠離 礦體（脈）的岩石進行比較，從它們之間來找出元素氧化的變化規律。這種研究思路在實際 工作中會遇到許多值得進一步商榷的問題，這些問題是：
（1）任何一種金屬礦床，它的礦化部位甚至礦體（脈）的旁側岩石，往往是由兩部分不同 條件下的生成物疊加，即熱液流體直接沉澱物和熱液流體與固相岩石殘留和其反應生成物 所組成。顯然，用熱液流體直接沉澱物組成與圍岩組成相比較，這種分析對比在思維邏輯上 存在不合理性。因為受控形成熱液沉澱物和蝕變交代反應的物理化學條件是不同的；
（2）地質學的代換（交代）作用是建立在等體積假設基礎上，而不是等重量的基礎上，而 樣品的主量元素氧化物分析是採用1g樣品中元素氧化物所佔的質量百分數來表示的，所以 直接用質量百分數比較或者計算出陽離子數也是建立在質量百分數的基礎上，它不能直接 反映元素帶入或帶出，因為岩石蝕變前後1g重量的樣品，它們的體積是不可能相等的；
（3）在研究蝕變過程中幾乎無一例外地只注意到某一元素氧化物含量減少就是帶出，增加就是帶入。例如岩石中石英被鈉長石交代就是二氧化硅被帶出。然而交代作用在許多 情況下有就地取材結合成的新生礦物。鈉長石化的花崗岩，如果簡單地被視為花崗岩中 的石英全部被用來生成鈉長石，這樣原來含100％SiO2含量的石英生成新生等體積的鈉長 石，這時在鈉長岩中SiO2含量為68.4％，也就是說，若花崗岩組成中佔25％的石英（SiO2 含量），全部被等體積新生鈉長石佔用，這時原來佔25％的石英（SiO2含量）就只佔岩石組成 的17.1％。顯然花崗岩中的SiO2並沒有帶走.只是鈉和鋁的加入導致SiO2相對含量降低：
（4）研究岩石主量元素氧化物在熱液作用下的變化規律，最直接和最可靠的方法應是 岩石在顯微鏡下鑒定。因為岩石薄片觀察可以給研究者提供某一新生礦物生長發育過程、交代對象、交代程度等許多直觀的現象。
綜上所述，在熱液礦床（脈）旁蝕變研究中，筆者認為岩石在蝕變過程中的改造，最好采 用變化來描述，不要採用帶出、帶入的概念。
下庄礦田礦床蝕變並不存在有統一的蝕變模型，也就是說鈾礦沉澱並不是在千篇一律 的同一蝕變礦物群體組成條件下發生，因為控制礦體的空間條件並不完全相同。例如：在輝 綠岩中的蝕變分帶，即礦旁圍岩蝕變新生礦物群組成有以下幾種：
(1)石英、伊利石、伊矇混層礦物群（662礦床）；
(2)鐵綠泥石、方解石礦物群（660礦床）；
(3)方解石、鎂綠泥石、伊利石、高嶺石礦物群（676礦床）；
(4)鎂綠泥石、伊利石礦物群（666礦床）；
(5)鎂綠泥石、冰長石礦物群（678礦床）。
從上面列舉的幾種礦（脈）旁蝕變新生礦物群說明，礦（脈）旁的岩石的主量元素氧化物 含量變化是完全不一樣的，或者說沒有一個固定的代表礦（脈）旁蝕變岩石的元素氧化物含 量變化模型。但從大量的礦（脈）旁蝕變剖面研究結果看，主量元素氧化物在礦化圍岩中的 變化可以歸納為輝綠岩和花崗岩蝕變兩種變化。
1.交代蝕變較徹底的輝綠岩礦（脈）旁蝕變岩石的主量元素氧化物含量變化
在交代蝕變較徹底的輝綠岩礦（脈）旁蝕變情況下，礦（脈）旁蝕變的元素氧化物含量變 化除了SiO2（有時K2O、Na2O、H2O＋和Fe2O3）增加外，其餘的TiO2、Al2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、P2O5都是減少的。現以678礦床ZK65-9孔為例，以石英充填帶至遠離礦脈的 綠片岩化輝綠岩共採取了5個樣品，這些樣品分別與輝綠岩9218樣相比較（表9-1）。首 先對充填帶和其旁側蝕變岩石的新生蝕變礦物組成作一簡單說明：
（1）充填物為橙紅色帶狀石英，石英中有細分散的高嶺石和伊利石，占組成的10％；
（2）充填脈旁向外，鎂綠泥石含量逐漸增加，即分別在近脈帶、遠礦帶和外帶粘土中占 20％、24％、76％；
（3）伊利石含量逐漸減少，分別在脈旁帶、近脈帶、遠礦帶和外帶粘土中佔38％、20％、15％、14％；
（4）高嶺石在充填帶中佔全岩的5％，脈旁帶佔10％，近脈帶高嶺石佔全岩的20％，遠 礦帶高嶺石佔全岩15％，外帶高嶺石佔全岩10％；
表9-1 ZK65-9孔蝕變輝綠岩與輝綠岩的化學成分對比（％）
（5）礦化是產在脈旁鎂綠泥石、高嶺石、伊矇混層蝕變帶。
因此，主量元素氧化物含量在脈旁向遠礦帶變化表現有以下規律：
1）SiO2含量是從充填帶往外總體是逐漸降低；
2）TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、P2O5等元素氧化物和H2O＋、LOS含量都是在近礦帶最 高，並分別向充填中心和外帶有規律地降低；
3）K2O是在脈旁帶和遠礦帶含量高於兩者之間的岩石，原因是K2O含量來源於蝕變岩 中的伊利石、伊矇混層粘土和冰長石。脈旁帶顯然K2O是由伊利石、伊矇混層粘土、冰長石 提供，遠礦帶伊利石和伊矇混層粘土含量少，但有早期的微斜長石化，這些新生的蝕變礦物 是K2O含量略高於近礦帶的原因；
4）Na2O在遠礦帶含量最高，向內側的充填帶和外帶降低，顯然Na2O反映岩石中早於 冰長石化之前的鈉長石化；
5）FeO、CaO、MnO含量都是從脈旁帶向遠離脈的外帶逐漸增高，這些元素反映了暗色 礦物和斜長石向越遠離脈體或礦化部位被代換的量越少。
將上述蝕變岩石的主量元素氧化物含量換算成標准岩石中的陽離子數與輝綠岩進行對 比（表9-2），可以發現有如下變化：
（1）充填帶到遠離脈旁的外帶，H2O＋都是離子數相對增加（正值）。含量最高的是近礦 蝕變帶，其兩側的充填帶和遠離脈旁外帶H2O＋離子數明顯降低；
（2）Si4＋離子數相對值在充填帶最高，向遠離的外帶Si4＋相對值有規律降低；
（3）Fe3＋離子數相對值在近礦帶最高，往兩側的充填帶和外帶Fe3＋相對值逐漸降低；
（4）Na＋離子數相對值在遠礦帶最高，往內側的充填帶和外帶Na＋的相對值逐漸降低；
（5）K＋離子數相對值是在礦旁和遠礦帶相對有些增高，即高於近礦蝕變岩石，其原因 是兩種不同的蝕變新生礦物伊利石或冰長石引起。
表9-2 ZK65-9蝕變岩石和輝綠岩的標准岩石中的陽離子數
註：*單位為10-6
2.交代蝕變不徹底的花崗岩中礦（脈）旁蝕變岩石的主量元素氧化物含量變化
交代蝕變不徹底的花崗岩礦（脈）旁蝕變岩石的主量元素氧化物含量變化見表9-3。從表9-3中主量元素氧化物含量可以看出：
表9-3 花崗岩鈾礦化蝕變岩石的化學成分（％）
（1）在礦帶內除了SiO2和Fe2O3略高外，其餘各帶岩石中的元素氧化物含量都是降低的；
（2）從蝕變外帶向礦化帶元素氧化物含量呈現有規律降低的是Na2O、K2O、CaO、MnO 和Al2O3；
（3）H2O＋和MgO在礦旁帶含量最高，其兩側的礦化帶和外帶則含量降低；
（4）P2O5 、LOS含量在近礦帶稍高，其兩側的礦化帶和外帶含量稍有降低；
（5）FeO含量在礦旁和近礦帶含量稍高，其兩側的礦化帶和外帶則含量降低；
（6）TiO2在各蝕變帶岩石中的含量總體上變化不大。
由於花崗岩岩石中的TiO2、MnO和LOS含量低，故對表9-3中各帶岩石的TiO2、MnO 和LOS不作陽離子數計算。下面將其餘的元素氧化物分別計算出標准岩石中的陽離子數 列入表9-4。從蝕變各帶岩石的標准岩石中陽離子數變化看：
表9-4 蝕變各帶岩石的標准岩石中陽離子數
1）蝕變各帶岩石的陽離子數除Si4＋增加外，Fe3＋離子數在礦帶和外帶略多於近礦和礦 旁帶，其餘的元素陽離子數都減少。Fe3＋離子數在外帶主要以針鐵礦化或以層狀礦物中八 面體層中Al3＋的類換離子存在，而在礦帶中是以黃鐵礦的形式存在；
2）蝕變各帶岩石的Al3＋、Ca2＋、K＋、Na＋等陽離子數是有規律地從外帶到礦帶逐漸減 少，這些元素陽離子數變化主要反映了蝕變帶岩石中的斜長石、鉀長石分解溶出和次要的礦 物黑雲母的水解；
3）在近礦帶和礦旁帶，Mg2＋、Fe2＋離子數略高於兩側的礦帶和外帶這種變化與伊利石、伊矇混層粘土蝕變有關。
從上面介紹的兩種不同的礦化圍岩的蝕變帶主量元素氧化物含量在空間上的變化，可 以得出一個共同的規律，礦化帶及旁側蝕變岩石，其主要的主量元素氧化物含量是相對減 少，即是岩石中的主要造岩礦物水解都是向礦物結晶內焓減少的方向變化，直至被最穩定的 粘土礦物和石英代替。因此，在成礦熱液流體中，鹼及鹼土金屬陽離子濃度很低，或者說熱 液流體中的鹼及鹼土金屬陽離子明顯低於或略高於輝綠岩的鹼及鹼土金屬含量。因此，成 礦流體在輝綠岩發生礦化蝕變過程中，會出現礦旁和其蝕變岩石中可以伴隨Si4＋、H2O＋、Fe3＋增加的同時，稍有K＋、Na＋增加。不管蝕變各帶岩石中是否有K＋、Na＋增加，但蝕變岩 石中Al3＋都是減少的。這就是輝綠岩中的拉長石水解結果所致。
在花崗岩蝕變帶中存在著Na＋、Al3＋減少和Si4＋增加相背離現象。這種現象可以用張 榮華的「礦物在熱液內化學動力學和物質遷移」實驗資料來說明，「如果從Na、Al和Si進入 溶液的反應速度來看，可以得出一般規律性認識：在100℃或低於100℃溫度下，Na總是先 大量滲入溶液內，在高溫時也比鋁多進入溶液」。他還指出：「鈉長石水化速度應當主要取 決於鈉長石表面活化結點的化學動力學過程和溶液pH值，後者應當是當量H＋離子濃度，H＋對於水化作用起了至關重要的作用」，並提出了水化離子和水化鈉長石是一步反應而形 成活化絡合物。即：
南嶺貴東岩漿岩與鈾成礦作用
張榮華在解釋水化機理中提出：「水化開始階段，Na從表面的最初流失可能用於與H＋ 離子交換反應，從靜電角度來說，Na離子最容易從鈉長石結構上移走。Al比Si優先進入可 能解釋為Al—O鍵比Si—O鍵弱。」
從張榮華的酸性介質中的長石水解的 絡合過程和Na＋、Al3＋、Si4-優先淋失順序 都很好地說明，下庄礦田鈾礦化過程是在酸性條件下進行，即使在冰長石出現的輝綠岩蝕變 帶中，礦化過程仍然是從鹼性轉向酸性熱液流體轉化的情況下產生，因為礦化帶及側緣岩石 強烈的粘土化和大量石英增加都是很好的例證。