地质学中计算矿物阳离子数有什么用
A. 我想自学矿物勘探方面的知识的，但是不是很懂求指教
兄弟你好,我们真是很有缘分,你们矿叫什么名字,在矿山工作你可以学习地质,和测量,但是自学的话还是很有难度的,你可以报一个成人教育的学校,像矿大,进行函授学习,然后取得学位.那样的话你就可以进入技术组.
B. 矿物药以其主要的阳离子可划分为哪几种类型
矿物药包括原矿物药、矿物制品药及矿物药制剂。其研究涉及各单味药的理化性质，质量标准，炮制方法及炮制后性状变化，功能主治，入药应用配伍与剂型，包括在不同的剂型和用法其可溶性的变化，以及不同的加工炮制对溶出的影响、乃至对疗效的影响等，其中最基础的研究，在于对矿物药治病物质基础的理论研究。所有这些研究，都必须置于中医药治病理论的统率下，才能发挥其实效。
矿物药多半是几种矿物的天然混合物，而且入药用时多经过炮制。在适宜剂型里，其有效成分的溶出率和毒副成分的避除，是衡量药材质量、炮制效果的指标之一，也是研究它与配伍药材总药效的基础。至于某些性质（物理的如磁性、化学的如离子交换性等等）的药理作用，已有探讨尚无定论。
为研究其可溶性和各成分的溶出率，可以依据单昧药的矿物组份的已有资料（主要是单矿物的理论化学组成资料），结合药用实践作出推论，如方解石、蛇纹石都属酸溶矿物，花蕊石（由方解石、蛇纹石为主要矿物组份的大理岩）在酸性介质中将可溶出Ca、Mg等。但是，中医用药治病有其特点，或从矿物药气味归经出发，或从服用者体质特点、病理特点考虑，在不同单方、服法中，花蕊石的配伍、用量各有差异。所以，各矿物中成分的溶出率决不同于自然地质作用，也不同于在化学实验室等反应条件下所提供的信息或资料。花蕊石中方解石、蛇纹石在不同的剂型（如入汤剂或入散剂，内服或外用）、不同溶解条件（如在酸性溶媒或碱性溶媒中）的溶出率，溶出的Ca、Mg的比值等，必须通过实验测试才有可据以比较的资料。
研究表明，各成分的溶出率，首先与该单味药矿物组份本身的理化性质有关。含Ca的矿物未必溶出足够的Ca。如钙芒硝、方解石、石膏均含Ca，水煎中钙芒硝的钙将全部溶出，而方解石、石膏的Ca仅千分之几被溶解。另外，与矿物颗粒的粒度大小，颗粒间排列紧密程度及共存矿物间的嵌生状态（即所谓结构构造）都有关系。如方解石Ca的溶出率低于石燕。可见，矿物组份和结构构造的研究是可溶性研究的基础。研究还表明，同一味药，生石燕的成分溶出率低于煅石燕。可见生样、煅样对比研究是可溶性变化研究的又一方向。至于不同的炮制方法与古代依方炮制的机理则是进一步研究中应加以探讨的。
主要成分之外，矿物中存在多种微量成分，其中一些微量元素的生理作用已引起医药界广泛的重视。同一味药，产自不同成因类型的样品其微量成分不同，同一成因类型而不同产地的样品，因形成时、甚至形成后所处地区微量元素的地球化学背景值不同，地质作用演化不同，微量元素的种类和量比都有不同。它们赋存于不同矿物晶体中，或分散在吸附它们的粘土颗粒之间，在该矿物药入药用时的可溶性也不同。如赋存于滑石中的Sr、Pb 与分散于粘土质滑石中Sr、Pb无论从存在量和溶出率上看，在入汤剂用时都以粘土质滑石为多，而铅锌矿区风化壳上产出的粘土质滑石，较之灰岩风化壳中的粘上质滑石含Sr量少且含Pb量大。具体处方中应使用何种滑石，应通过药理研究和临床实践方可肯定。
综上所述，矿物药研究，除品种鉴别外，主要是理化性质，尤其是可溶性及不同成分溶出率的研究。这涉及不同成因的同一单味药，共存矿物组份不同时，结构构造不同时，炮制方法不同时，用于不同剂型时，各种成分溶出率的研讨。
着重于品种鉴定、炮制、入药应用剂型及相应的可溶性的研究。同时也探讨了单味药的粒度不同时对溶出率的影响；人工破碎粒级不同的对比，代替不了天然形成的更分散的、甚至呈胶体微粒级的对比。自然界产出的同一种矿物，在不同粒度样品中某一成分溶出率的研究意义，尤其是胶体粒级与结晶粗粒样对比研究的意义，可从本章主要由磷灰石组成的龙齿与龙骨、主要由方解石组成的方解石与硅藻上质白垩中， PO4和Ca等的溶出资料看出。
至于有害成分的避除，除沿用历代有效的炮制方法加以解决外，研讨新的炮制方向、方法，以及明确提出矿物药（或矿物制品药及制剂的原料矿物）的质量、品级要求，供地质找矿及药检、经营部门参考是当务之急。对比研究不同产地的市售品及发掘可能的药用矿物资源，是这一研究的基础工作。
要强调指出的是，一些研究者认为可用纯净的人工合成物代替天然矿物药，这是值得商榷的。正如上述，原矿物药的主成分可人工合成，但微量成分、尤其微量元素的种类与不同味药中它们的量比变化等等，是人工合成无法解决的，这些成分在矿物中的存在状态是无法模拟合成的。在未能确定主次、微量成分的药理效用前，这种替代不宜倡导。在中医药理论指导下，根据中药治病经验和药理机制研究、探索、确认某矿物药治病的物质基础之后，将现有矿物药或合并、或取代、或引入新品，是可能的，也是研究发展的必然结果。
C. 地壳中有哪些元素
主量元素： 主量元素有时也称为常量元素，是指那些在岩石中(≠地壳中)含量大于1%(或0.1%)的元素，在地壳中大于1%的8种元素都是主量元素，除氧以外的7种元素在地壳中都以阳离子形式存在，它们与氧结合形成的氧化物(或氧的化合物)，是构成三大类岩石的主体，因此又常被称为造岩元素。 地壳中重量百分比最大的10个元素的顺序是：O＞Si＞Al＞Fe＞Ca＞Na＞K＞Mg＞Ti＞H，若按元素的原子克拉克值(原子个数)，则原子个数最多的元素是：O＞Si＞H＞Al＞Na＞Mg＞Ca＞Fe＞K＞Ti。Ti、H(P)在地壳中的重量百分比虽不足1%，但在各大类岩石中频繁出现，也常被称为造岩元素。 上述地壳中含量最高的十种元素，在各类岩石化学组成中都占重要地位。虽然不同类型岩石的矿物成分有差异，但主要矿物都是氧化物和含氧盐，尤其是各种类型的硅酸盐，因此可将整个地壳看成一个硅酸盐矿物集合体。 岩浆岩是地壳中分布最广的岩石大类，从酸性岩直到超基性岩，主要矿物都是硅酸盐，不同的是：超基性岩和基性岩主要由镁、铁(钙)的硅酸盐组成，中、酸性岩主要由钾、钠的铝硅酸盐和氧化物组成。大陆地壳中上部中酸性岩石占主导的地位，下部中基性岩为主体；大洋地壳以基性岩石为主，因此地球科学家常称地壳为硅酸盐岩壳。也有的学者将以中酸性岩为主的部分称为硅铝质地壳，将以基性岩为主的部分称为硅镁质地壳。 由此可知：地壳中主量元素的种类(化学成分)决定了地壳中天然化合物(矿物)的类型；主要矿物种类及组合关系决定了其集合体(岩石)的分类；而地壳中主要岩石类型决定了地壳的基本面貌。微量元素： 在地壳(岩石)中含量低于0.1%的元素，一般来说不易形成自己的独立矿物，多以类质同象的形式存在于其它元素组成的矿物中，这样的元素被称为微量元素。比如：钾、钠的克拉克值都是2.5%，属主要元素，在自然界可形成多种独立矿物。与钾、钠同属第一主族的铷、铯，由于在地壳中的含量低，在各种地质体中的浓度亦低，难以形成自己的独立矿物，主要呈分散状态存在于钾、钠的矿物中。硫(硒、碲)和卤族元素： 在地壳中，除氧总是以阴离子的形式存在外，硫(硒、碲)和卤族元素在绝大多数情况下都以阴离子形式存在。虽然硫在特定情况下可形成单质矿物(自然硫S2)，硫仍是地壳中除氧以外最重要的呈阴离子的元素。硫在热液成矿阶段能与多种金属元素(如贵金属Ag、Au，贱金属Pb、Zn、Mo、Cu、Hg等)结合生成硫盐和硫化物矿物，这些矿物是金属矿床的物质基础 。若矿物结晶时硫含量不充分，硒可以进入矿物中占据硫在晶格中的位置，硫、硒以类质同象的方式在同种矿物中存在。碲与硫的晶体化学性质差别比硒大，故碲通常不进入硫化物矿物，当硫不足时，它可以结晶成碲化物。 氯、氟等卤族元素，通过获得一个电子就形成稳定的惰性气体型(8电子外层)的电层结构，它们形成阴离子的能力甚至比氧、硫更强，只是因为卤族元素的地壳丰度较氧、硫低得多，限制了它们形成独立矿物的能力。卤族元素与阳离子结合形成典型的离子键化合物。离子键化合物易溶于水，但气化温度较高，在干旱条件下，卤化物还是比较稳定的。当卤族元素的浓度较低，不能形成独立矿物时，它们进入氧化物，在含氧盐矿物中，常见它们以类质同象方式置换矿物中的氧或羟基金属成矿元素： 在地质体中金属元素多形成金属矿物(硫化物、单质矿物或金属互化物，部分氧化物)，在矿产资源中作为冶炼金属物质的对象。 金属成矿元素按其晶体化学和地球化学习性以及珍稀程度可以分为：贵金属元素、金属元素、过渡元素、稀有元素、稀土元素。 贵金属元素Ag、Au、Hg、Pt等，贵金属元素在地壳中主要以单质矿物，硫化物形式存在，在地质体中含量低，成矿方式多样，但矿物易分选，元素化学稳定性高，成矿物质的经济价值高； 金属元素Pb、Zn、Cu（又称贱金属元素）、Sb、Bi等，在地壳中主要以硫化物形式存在。成矿物质主要通过热液作用成矿，硫(硒、碲)的富集对成矿过程有重要意义。矿床中成矿元素含量较高，是国民经济生活中广泛应用的矿产资源； 过渡元素Co、Ni、Ti、V、Cr、Mn和W、Sn、Mo、Zr、Hf等，这些元素在自然界多以氧化物矿物形式存在，部分也可形成硫化物(如钼)或硫盐(如锡)。 稀有元素Li、Be、Nb、Ta、Ti、Zr在地壳中含量很低，主要形成硅酸盐或氧化物。 稀土元素钇和镧系元素统称为稀土元素，地壳中稀土元素含量低，但它们常成组分布。稀土元素较难形成自己的独立矿物，主要进入钙的矿物，在矿物中类质同象置换钙。较常见的稀土元素矿物和含稀土元素的矿物都是氧化物或含氧盐类矿物。亲生物元素和亲气元素： 主要有C、H、O、N和P、B，它们是组成水圈、大气圈和生物圈的主要化学成分，在地壳表层的各种自然过程中起着相当重要的作用。部分微量元素(如Zn、Pb、Se等)以及在地壳表层和水圈中富集的元素Ca、Na、F、Cl等对生命的活动有重要意义，具亲生物的属性。某些亲生物元素的过量或馈乏不仅会影响生命物体的正常发育，严重时还会引起一些物种的绝灭。放射性元素： 现代地壳中存在的放射性元素（同位素）有67种。原子量小于209的放射性同位素仅有十余种，它们是：10Be,14C，40K,50V,87Rb,123Te,187Re,190Pt,192Pe,138La,144Na,145Pm,147Sm,148Sm和149Sm，自84号元素钋(Po)起，元素(同位素)的原子质量都等于或大于209，这些原子核都有放射性，它们都是放射性同位素。 现代核物理技术的高度发展，已经能够通过中子活化及核合成技术生成许多新的放射性元素(同位素)，若将这些元素计算在内，元素周期表内的元素总数应增加到109个。（2）矿物的分类、晶形及其物理性质 地壳中各种元素多数组成化合物，并以矿物的形式出现。矿物多数是在地壳(地球)物理化学条件下形成的无机晶质固体，也有少数呈非晶质和胶体。矿物学是地球科学中研究历史最悠久的分支学科之一。自有人类以来就开始了对矿物的认识和利用，人类有了文字就有了对矿物认识的记载。矿物学作为一门独立的学科已有近三个世纪的历史了，20世纪20年代以来在矿物学研究中逐步引入了现代科学技术的研究手段和方法，使矿物学进入了由表及里、由宏观到微观的研究层次，开始了矿物成分、结构与物理性质、开发应用综合研究的新阶段。 迄今发现的矿物种数已达3000余种。常见的造岩矿物只有十余种，如石英、正长石、斜长石、黑云母、白云母、角闪石、辉石、橄榄石等，其余属非造岩矿物。按矿物中化学组分的复杂程度可将矿物分成单质矿物和化合物。化合物按与阴离子的结合类型(化学键)划分大类，主要大类有：硫化物(包括砷、锑、铋、碲、硒的化合物)；氧的化合物；以及卤化物。在各大类中按阴离子或络阴离子种类可将矿物划分类，各类中按矿物结构还可以划分亚类，在亚类中又可以进一步划分部、族和矿物种。硫化物及其类似化合物: 在矿物分类中，硫化物大类还可以分成三个矿物类。硫化物矿物的总特征是：首先，它们由金属阳离子与硫等阴离子之间以共价键方式结合形成。它们在地壳中的总量很低(＜1%)，但矿物种较多，占矿物种总数的16.5%。硫化物矿物的生成多与成矿作用有关，即绝大多数矿床中的金属矿物都属硫化物大类；其次，硫化物类矿物透明度和硬度较低，但通常色泽鲜艳、有金属(半金属)光泽、比重也较大；最后，结晶程度较好，硫与其它元素结合时配位方式多样，因此晶体结构类型多，晶体形态多样，容易识别。 在成员众多的硫化物矿物家族中，方铅矿（PbS）、闪锌矿（ZnS）、黄铜矿（CuFeS2）、黝锡矿（Cu2SnFeS4）和黄铁矿（FeS2）、斑铜矿（Cu5FeS4）、雄黄（As4S4）、雌黄（As2S3）、辰砂（HgS）等是最常见的硫化物。此外，还有硒化物和碲硫化物。氧的化合物: 几乎所有造岩矿物都是硅酸盐和氧化物，如长石、云母、角闪石、辉石等。但也有一些氧化物和含氧盐主要与成矿作用有关，如锡石（SnO2）和黑钨矿（(FeMn)WO4）、磁铁矿（Fe2+Fe3+O4）、钛铁矿（FeTiO3），是锡、钨、铁矿床中的资源矿物(矿石矿物)。单质及其类似物: 它们在矿物分类中也是一个大类，包括由单质原子结晶的矿物和多种原子结合的金属互壳重量的1%，但成矿能力很强，如自然铜（Cu）、银金矿（AgAu）、自然铂（Pt）、金刚石（C）、石墨（C）和自然硫（S）都可富集成矿。单质矿物中原子以金属键或共价健和分子健相结合，原子间紧密堆积，矿物晶体对称性高。宝石矿物: 宝石鲜艳的颜色和绚丽的光泽使其具有很高的价值 在矿物学分类中并未划分此大类，但它们是具特殊经济意义的矿物群体。经过加工，能用于装饰的矿物，称为宝石矿物。宝石矿物主要有以下特点：第一是晶莹艳丽，光彩夺目，即矿物的颜色和光泽质地优良。第二是质地坚硬，经久耐用，即宝石矿物的硬度较大；第三是稀少，即矿物产量少，又有一定的价值。据以上特征，能称为宝石矿物的只可能是氧的化合物和单质矿物中的少数非金属矿物。自然界的宝石矿物共有百种，较重要的约20种。最贵重的宝石有四种：钻石、红宝石、蓝宝石和祖母绿（见彩色照片）。 钻石的宝石矿物是金刚石（C），它属单质非金属矿物，是硬度最大的矿物。金刚石结晶温度(＞1100℃)和压力(＞40Pa)很高，是元素碳在距地表大约200km或更深处结晶的晶体。 红宝石和蓝宝石是两种极贵重的宝石，其宝石矿物都是刚玉（Al2O3）。刚玉虽是较常见的矿物，但能成为宝石矿物的刚玉仅出现在某些石灰岩和中酸性岩浆岩的接触带、基性岩墙及纯橄榄岩中，成为宝石矿床还需经过沉积作用，即在碎屑矿物中聚集。 还有一种宝石 祖母绿也十分名贵，它的宝石矿物是绿柱石（Be3Al2〔Si6O18〕），绿柱石是环状构造硅酸盐，主要产于岩浆晚期形成的伟晶岩和一些高温热液形成的脉状岩石中，作为宝石矿物的绿柱石主要产在热液脉中，而且十分罕见。 矿物的形态由矿物的晶形和结晶程度决定。矿物的结晶程度主要受矿物生长时的物理化学环境控制，而矿物的晶形则与矿物的晶体结构有关。晶体是晶体结构的最小单位(晶胞)在三维空间重复增长的结果，如果晶体结构的对称性高，晶体的对称性也高。三维对称的晶体呈粒状晶体(如金刚石、方铅矿等)，二维对称的晶体沿C轴发育的为长柱状(如针镍矿)，若C轴不发育的呈片状(如辉钼矿、云母等)。化学键的各向异性也影响晶体的形态，如金红石、辉锑矿的八面体化学键沿C轴延伸，它们的晶体发育成柱状、针状或毛发状（图4-1）。硅酸盐矿物晶形与其结构的对应关系，将在岩浆岩组成矿物中作简要介绍。 晶体：a石英 b长石 c石榴子石 矿物的比重是单位体积中矿物的重量与4℃水重量之比，矿物的密度是单位体积中矿物的质量，两者概念不同，但数值相当。决定矿物比重和密度的主要因素是：阳离子的原子量、晶体中的原子间距和原子的配位数。例如，方解石CaCO3和菱锌矿ZnCO3结构相同，但Ca、Zn的原子量分别是40.08和65.57，因而方解石的密度(2.71g/cm3)就比菱锌矿(4.45g/cm3)小。又如文石和方解石的成分都是CaCO3，但两者的配位数分别为9和6，两者的密度就有差异，分别是2.95g/cm3和2.23g/cm3。 矿物硬度是矿物内部结构牢固性的表现，主要取决于化学键的类型和强度：离子键型和共价健型矿物硬度较高，金属键型矿物硬度较低。硬度也与化学键的键长有关，键长小的矿物硬度较大。离子价态高低和配位数大小对矿物硬度有一定影响，离子价态高，配位数较大的矿物硬度也较大。 矿物的颜色由矿物的成分和内部结构决定。组成矿物的离子的颜色，矿物晶体中的结构缺陷，以及矿物中的杂质和包裹体等，都可影响矿物的颜色。在离子键矿物晶体中，矿物的颜色主要与离子的颜色有关，如Cu2+?离子为绿色，铜的氢氧化物，碳酸盐和硫酸盐矿物都呈绿(黄)色，又如Ca2+?离子无色，Fe2+?、Mn2+?离子主要呈灰、红色，故白钨矿(CaWO4)为灰白色，黑钨矿(MnFe)WO4为黑 褐色。共价键化合物矿物中离子受极化作用的影响，矿物的颜色与离子的颜色无明确关系，如黄铜矿为金黄色，而辉铜矿则是烟灰色。 矿物的透明度指矿物对光吸收性的强弱。受矿物颜色、裂隙、放射性物质含量等影响，也与化合物化学键类型有关。 矿物表面反射光的能力称为光泽，按反射光能力由强到弱可分为金属光泽、半金属光泽、金刚光泽和玻璃光泽。矿物光泽受化合物化学键型、矿物的成分结构和矿物表面的性质等条件的制约。光泽是评价宝石的重要标志。 矿物的导电性与化学键类型有关，金属键型矿物导电性强、离子键和共价键矿物不导电或仅有弱导电性。某些矿物有特殊的电学性质，如电气石在加热时可产生电荷，具焦电性，石英晶体在加压时可产生电荷，具压电性，这些性质被应用于现代技术和军事工业。 矿物还有一些其他的物理性质，如过渡性元素的矿物(磁铁矿、磁黄铁矿等)常具磁性。某些矿物具磁性是壳幔产生局部磁场的基础，矿物的热导性、热膨胀率、放射性、表面吸附能力等物理性质对矿物的利用价值也有影响。
D. 地质学的问题
学好来地质学，要抓住重点，普通地质学自，岩石学，构造地质学，矿床学，矿产普查学是最重要的几门专业课。
学好这几门课的同时，要注重实习和实验课，尤其是实习。专业课程的理论部分有时候晦涩难懂，但是一旦接触实验，实习，很多东西会豁然明朗。
学校一般会安排3次左右的实习机会，我们曾经去过湖南省某个国有大型矿山实习。
地质说到底是偏文科的东西多一些，要多背。
没有矿物标本学习矿物知识是很困难的，矿物岩石的学习，有一多半的时间消耗在实验室。不过这也不是不可能的。
解理，是岩石矿物学的一个概念，指的是受力后常沿一定方向的平面破裂，这种性质称为解理。解理面大而平整光滑的成为完全解理，解理面较大而比较平整光滑，成为不完全解理。事实上，这个完全和不完全的区分不是很重要，用的多的是解理和无解理的区分，无解理就是说受力后不是按照一定的方向断开，而是以某个方向随机断开，断口常常凹凸不平。
最后一个问题，你问的太泛了，呵呵
有什么问题发[email protected]
希望对你有所帮助！
E. 矿物化学式的计算
矿物化学分析数据中各组分的百分含量的总和，一般允许的误差小于1%。因此，分析数据的总量应不低于99%和不高于101%。有的可能要求误差小于0.5%，视实验条件和测定精度而定。因获得的分析数据为不同元素的质量分数，不能代表不同原子数目的比例，必须进行计算。
1.简单化学式的计算（表2-3）
（1）第1栏是化学分析的元素质量分数，其总和为99%～100%。
（2）第2栏是查出各元素的相对原子质量（若分析的是氧化物，则应算出各氧化物的相对分子质量）。
（3）第3栏是用各元素相对原子质量或氧化物相对分子质量除各相应元素或氧化物的质量分数（即第1栏/第2栏）所得到的结果，表示该矿物中各元素原子数或各氧化物分子数之比。
（4）第4栏是将第3栏结果中的非整数比关系约简为整数的近似原子（分子）数之比关系。
表2-3 矿物晶体化学式计算实例一
2.复杂化学式的计算
对于硅酸盐矿物，其化学组成较为复杂，计算其化学式时，当得出各氧化物组分分子数的比例后，通常难以把它们近似地约简成简单的比例。其计算方法有两种，分别以氧的数目或阳离子的数目作为基准来进行计算。
（1）以氧原子数目为基准计算法：因对氧来说，一般极少被其他元素所置换，因此，只要知道属于哪一族矿物，即以该族矿物化学式中的氧原子数目为基准，再按比例进行一次换算。计算过程见表2-4。
表2-4 矿物晶体化学式计算实例二
表2-4中的晶体化学式，写于同一圆括号内的各元素均呈类质同像置换关系，各自的原子数用具体数字来表示，元素符号间不再加逗号，写于圆括号右下角的数字，表示圆括弧内各元素的原子数之和。这是化学式计算工作中特定的习惯表示方法。
计算步骤见表下的说明，阳离子数指的是阳离子的个数，如SiO2，即Si为1个（氧则为2个）。
（2）以阳离子总数为基准计算法：这种方法计算的结果与上一种方法的结果相近，也是常用的一种计算方法。计算步骤见表2-5。
表2-5 矿物晶体化学式计算实例三
矿物化学式的计算不仅对新矿物是必须的，而且对晶体结构分析、准确确定类质同像系列中的矿物种，也都是必须的。
F. 中国地质科学院地质研究所矿物学、岩石学、矿床学专业考数学吗
这个是数学和地球科学概论2门二选一作为一门专业课来考，考哪门都行，报名的时候能选的。回矿物、岩石答、矿床也是一张卷，地科院不知道怎么考，可能是3门混成一张卷，也可能是3套卷子任选一套作答（地大是三选一）。
G. 简述土壤的组成成分.为什么土壤中的粘土矿物和有机物质能交换阳离子
(1)土壤是由固体、液体和气体三相共同组成的多相体系。土壤固相包括土壤矿物质(占土壤固体总重量的90%以上)、土壤有机质(占土壤固体总重量1%~10%，其中，可耕土壤中约占5%，且绝大部分在土壤表层);土壤液相指土壤中的水分及其水溶物;土壤气相指土壤中有无数的空隙充满空气，典型土壤约35%的体积是充满空气的。
(2)对粘土矿物:
①同晶替代。
②电离，如高岭土H或OH电离。高岭土:ZPC (zero point of charge) PH=5
对有机物质:带有羧酸根基团和其它碱性基因团。
H. 地质中主微量元素分析是干什么用的
稀土元素作为抄一组袭揭示成矿物质来源、成矿条件及矿床成因的示踪剂元素,在岩石学领域特别是在岩浆岩及岩浆起源及演化方面已得到广泛应用[2?3],而稀土元素在矿床学领域的应用研究特别是同一成矿系统不同成矿类型的稀土特征研究相对薄弱。目前,有关磁铁矿、铅锌矿和铜多金属矿等单一成矿类型矿床的稀土元素地球化学的应用研究[4?9]已经很多,而运用稀土元素地球化学特征来厘定成矿系统并讨论成矿作用叠加及演化的稀土地球化学行为却少有报道。
I. 蚀变带岩石中主量元素氧化物变化的地球化学规律
作为矿体产出围岩的研究，一般都是将矿体（脉）旁岩石的主量元素氧化物变化与远离 矿体（脉）的岩石进行比较，从它们之间来找出元素氧化的变化规律。这种研究思路在实际 工作中会遇到许多值得进一步商榷的问题，这些问题是：
（1）任何一种金属矿床，它的矿化部位甚至矿体（脉）的旁侧岩石，往往是由两部分不同 条件下的生成物叠加，即热液流体直接沉淀物和热液流体与固相岩石残留和其反应生成物 所组成。显然，用热液流体直接沉淀物组成与围岩组成相比较，这种分析对比在思维逻辑上 存在不合理性。因为受控形成热液沉淀物和蚀变交代反应的物理化学条件是不同的；
（2）地质学的代换（交代）作用是建立在等体积假设基础上，而不是等重量的基础上，而 样品的主量元素氧化物分析是采用1g样品中元素氧化物所占的质量百分数来表示的，所以 直接用质量百分数比较或者计算出阳离子数也是建立在质量百分数的基础上，它不能直接 反映元素带入或带出，因为岩石蚀变前后1g重量的样品，它们的体积是不可能相等的；
（3）在研究蚀变过程中几乎无一例外地只注意到某一元素氧化物含量减少就是带出，增加就是带入。例如岩石中石英被钠长石交代就是二氧化硅被带出。然而交代作用在许多 情况下有就地取材结合成的新生矿物。钠长石化的花岗岩，如果简单地被视为花岗岩中 的石英全部被用来生成钠长石，这样原来含100％SiO2含量的石英生成新生等体积的钠长 石，这时在钠长岩中SiO2含量为68.4％，也就是说，若花岗岩组成中占25％的石英（SiO2 含量），全部被等体积新生钠长石占用，这时原来占25％的石英（SiO2含量）就只占岩石组成 的17.1％。显然花岗岩中的SiO2并没有带走.只是钠和铝的加入导致SiO2相对含量降低：
（4）研究岩石主量元素氧化物在热液作用下的变化规律，最直接和最可靠的方法应是 岩石在显微镜下鉴定。因为岩石薄片观察可以给研究者提供某一新生矿物生长发育过程、交代对象、交代程度等许多直观的现象。
综上所述，在热液矿床（脉）旁蚀变研究中，笔者认为岩石在蚀变过程中的改造，最好采 用变化来描述，不要采用带出、带入的概念。
下庄矿田矿床蚀变并不存在有统一的蚀变模型，也就是说铀矿沉淀并不是在千篇一律 的同一蚀变矿物群体组成条件下发生，因为控制矿体的空间条件并不完全相同。例如：在辉 绿岩中的蚀变分带，即矿旁围岩蚀变新生矿物群组成有以下几种：
(1)石英、伊利石、伊蒙混层矿物群（662矿床）；
(2)铁绿泥石、方解石矿物群（660矿床）；
(3)方解石、镁绿泥石、伊利石、高岭石矿物群（676矿床）；
(4)镁绿泥石、伊利石矿物群（666矿床）；
(5)镁绿泥石、冰长石矿物群（678矿床）。
从上面列举的几种矿（脉）旁蚀变新生矿物群说明，矿（脉）旁的岩石的主量元素氧化物 含量变化是完全不一样的，或者说没有一个固定的代表矿（脉）旁蚀变岩石的元素氧化物含 量变化模型。但从大量的矿（脉）旁蚀变剖面研究结果看，主量元素氧化物在矿化围岩中的 变化可以归纳为辉绿岩和花岗岩蚀变两种变化。
1.交代蚀变较彻底的辉绿岩矿（脉）旁蚀变岩石的主量元素氧化物含量变化
在交代蚀变较彻底的辉绿岩矿（脉）旁蚀变情况下，矿（脉）旁蚀变的元素氧化物含量变 化除了SiO2（有时K2O、Na2O、H2O＋和Fe2O3）增加外，其余的TiO2、Al2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、P2O5都是减少的。现以678矿床ZK65-9孔为例，以石英充填带至远离矿脉的 绿片岩化辉绿岩共采取了5个样品，这些样品分别与辉绿岩9218样相比较（表9-1）。首 先对充填带和其旁侧蚀变岩石的新生蚀变矿物组成作一简单说明：
（1）充填物为橙红色带状石英，石英中有细分散的高岭石和伊利石，占组成的10％；
（2）充填脉旁向外，镁绿泥石含量逐渐增加，即分别在近脉带、远矿带和外带粘土中占 20％、24％、76％；
（3）伊利石含量逐渐减少，分别在脉旁带、近脉带、远矿带和外带粘土中占38％、20％、15％、14％；
（4）高岭石在充填带中占全岩的5％，脉旁带占10％，近脉带高岭石占全岩的20％，远 矿带高岭石占全岩15％，外带高岭石占全岩10％；
表9-1 ZK65-9孔蚀变辉绿岩与辉绿岩的化学成分对比（％）
（5）矿化是产在脉旁镁绿泥石、高岭石、伊蒙混层蚀变带。
因此，主量元素氧化物含量在脉旁向远矿带变化表现有以下规律：
1）SiO2含量是从充填带往外总体是逐渐降低；
2）TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、P2O5等元素氧化物和H2O＋、LOS含量都是在近矿带最 高，并分别向充填中心和外带有规律地降低；
3）K2O是在脉旁带和远矿带含量高于两者之间的岩石，原因是K2O含量来源于蚀变岩 中的伊利石、伊蒙混层粘土和冰长石。脉旁带显然K2O是由伊利石、伊蒙混层粘土、冰长石 提供，远矿带伊利石和伊蒙混层粘土含量少，但有早期的微斜长石化，这些新生的蚀变矿物 是K2O含量略高于近矿带的原因；
4）Na2O在远矿带含量最高，向内侧的充填带和外带降低，显然Na2O反映岩石中早于 冰长石化之前的钠长石化；
5）FeO、CaO、MnO含量都是从脉旁带向远离脉的外带逐渐增高，这些元素反映了暗色 矿物和斜长石向越远离脉体或矿化部位被代换的量越少。
将上述蚀变岩石的主量元素氧化物含量换算成标准岩石中的阳离子数与辉绿岩进行对 比（表9-2），可以发现有如下变化：
（1）充填带到远离脉旁的外带，H2O＋都是离子数相对增加（正值）。含量最高的是近矿 蚀变带，其两侧的充填带和远离脉旁外带H2O＋离子数明显降低；
（2）Si4＋离子数相对值在充填带最高，向远离的外带Si4＋相对值有规律降低；
（3）Fe3＋离子数相对值在近矿带最高，往两侧的充填带和外带Fe3＋相对值逐渐降低；
（4）Na＋离子数相对值在远矿带最高，往内侧的充填带和外带Na＋的相对值逐渐降低；
（5）K＋离子数相对值是在矿旁和远矿带相对有些增高，即高于近矿蚀变岩石，其原因 是两种不同的蚀变新生矿物伊利石或冰长石引起。
表9-2 ZK65-9蚀变岩石和辉绿岩的标准岩石中的阳离子数
注：*单位为10-6
2.交代蚀变不彻底的花岗岩中矿（脉）旁蚀变岩石的主量元素氧化物含量变化
交代蚀变不彻底的花岗岩矿（脉）旁蚀变岩石的主量元素氧化物含量变化见表9-3。从表9-3中主量元素氧化物含量可以看出：
表9-3 花岗岩铀矿化蚀变岩石的化学成分（％）
（1）在矿带内除了SiO2和Fe2O3略高外，其余各带岩石中的元素氧化物含量都是降低的；
（2）从蚀变外带向矿化带元素氧化物含量呈现有规律降低的是Na2O、K2O、CaO、MnO 和Al2O3；
（3）H2O＋和MgO在矿旁带含量最高，其两侧的矿化带和外带则含量降低；
（4）P2O5 、LOS含量在近矿带稍高，其两侧的矿化带和外带含量稍有降低；
（5）FeO含量在矿旁和近矿带含量稍高，其两侧的矿化带和外带则含量降低；
（6）TiO2在各蚀变带岩石中的含量总体上变化不大。
由于花岗岩岩石中的TiO2、MnO和LOS含量低，故对表9-3中各带岩石的TiO2、MnO 和LOS不作阳离子数计算。下面将其余的元素氧化物分别计算出标准岩石中的阳离子数 列入表9-4。从蚀变各带岩石的标准岩石中阳离子数变化看：
表9-4 蚀变各带岩石的标准岩石中阳离子数
1）蚀变各带岩石的阳离子数除Si4＋增加外，Fe3＋离子数在矿带和外带略多于近矿和矿 旁带，其余的元素阳离子数都减少。Fe3＋离子数在外带主要以针铁矿化或以层状矿物中八 面体层中Al3＋的类换离子存在，而在矿带中是以黄铁矿的形式存在；
2）蚀变各带岩石的Al3＋、Ca2＋、K＋、Na＋等阳离子数是有规律地从外带到矿带逐渐减 少，这些元素阳离子数变化主要反映了蚀变带岩石中的斜长石、钾长石分解溶出和次要的矿 物黑云母的水解；
3）在近矿带和矿旁带，Mg2＋、Fe2＋离子数略高于两侧的矿带和外带这种变化与伊利石、伊蒙混层粘土蚀变有关。
从上面介绍的两种不同的矿化围岩的蚀变带主量元素氧化物含量在空间上的变化，可 以得出一个共同的规律，矿化带及旁侧蚀变岩石，其主要的主量元素氧化物含量是相对减 少，即是岩石中的主要造岩矿物水解都是向矿物结晶内焓减少的方向变化，直至被最稳定的 粘土矿物和石英代替。因此，在成矿热液流体中，碱及碱土金属阳离子浓度很低，或者说热 液流体中的碱及碱土金属阳离子明显低于或略高于辉绿岩的碱及碱土金属含量。因此，成 矿流体在辉绿岩发生矿化蚀变过程中，会出现矿旁和其蚀变岩石中可以伴随Si4＋、H2O＋、Fe3＋增加的同时，稍有K＋、Na＋增加。不管蚀变各带岩石中是否有K＋、Na＋增加，但蚀变岩 石中Al3＋都是减少的。这就是辉绿岩中的拉长石水解结果所致。
在花岗岩蚀变带中存在着Na＋、Al3＋减少和Si4＋增加相背离现象。这种现象可以用张 荣华的“矿物在热液内化学动力学和物质迁移”实验资料来说明，“如果从Na、Al和Si进入 溶液的反应速度来看，可以得出一般规律性认识：在100℃或低于100℃温度下，Na总是先 大量渗入溶液内，在高温时也比铝多进入溶液”。他还指出：“钠长石水化速度应当主要取 决于钠长石表面活化结点的化学动力学过程和溶液pH值，后者应当是当量H＋离子浓度，H＋对于水化作用起了至关重要的作用”，并提出了水化离子和水化钠长石是一步反应而形 成活化络合物。即：
南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用
张荣华在解释水化机理中提出：“水化开始阶段，Na从表面的最初流失可能用于与H＋ 离子交换反应，从静电角度来说，Na离子最容易从钠长石结构上移走。Al比Si优先进入可 能解释为Al—O键比Si—O键弱。”
从张荣华的酸性介质中的长石水解的 络合过程和Na＋、Al3＋、Si4-优先淋失顺序 都很好地说明，下庄矿田铀矿化过程是在酸性条件下进行，即使在冰长石出现的辉绿岩蚀变 带中，矿化过程仍然是从碱性转向酸性热液流体转化的情况下产生，因为矿化带及侧缘岩石 强烈的粘土化和大量石英增加都是很好的例证。