A. 我搜索一下广东中矿珠宝珠宝白玉白玉是和田玉手镯多少钱多少钱一个
这个问题没有表达清楚。首先光有鉴定证书并不代表它就是有收藏价值的玉石品种，也与价格没有任何关系，仅仅只是去鉴定过而已，批量制作玉石鉴定证书的话，检测很粗略，价格正常在8-10元左右一张，数据也不全的，往往还会用“玉髓”（实际上是石英岩玉类的玛瑙玉髓）、白玉（实际上是石英岩玉昆仑白玉）来混淆概念，并不是和田玉的，属于低档玉石品种，价格非常便宜的。
例如如图这种类型，仅仅只值20-30左右一件。
B. 中矿资源国内项目都有哪些
万吨稀土精矿储备库项目，将在5 年内完成，将极大提升公司资源价值，并能够是国内重要的稀土生产基地。赣县红金稀土和定南大华目前分别拥有年处理离子型
C. 流体中矿质沉淀的原因和方式
成矿物质在流体介质中被携带、输运一定距离后，最后在有利的构造-化学条件下沉淀堆积形成矿床。非成矿物质或与矿石一起堆积，或继续保存在流体中，成矿后的流体则完成了它的“使命”而运移他处。
成矿物质自流体中沉淀有多种原因，基本原因可归结为含矿流体内部出现不平衡状态或是流体与所处环境之间发生不平衡状态(如热液与围岩的化学反应)，这二者都可导致成矿流体相对平衡态的失稳，致使成矿物质大量堆积。以下讨论几种重要的原因和堆积成矿方式。
1.物理化学条件改变
含矿流体p-V-t-x(压力、体积、温度、组分等)以及pH值、Eh值、fS2等任何一种参数的改变，都可能导致某些组分从溶液中沉淀下来。这部分内容在前面有关章节中已作了论述，现仅就溶液密度改变所造成的影响作简要分析。在流体密度一定的条件下，它们从高温、高压地区向低温、低压地段迁移，若流体由于外来组分的参与而使密度(也即溶液的浓度)发生变化时，流体的流向就会发生改变。例如高温、高压的流体(密度较小)中，加入了下渗的大气水(密度大)，则原本向上运移的流体，此时将由于密度的加大而可能改变流向，由密度大向密度较小的地段运动，从而改变了成矿的部位或成矿的时间。
2.流体的不混熔和相分离(气-液分离、液-液分异……)
一种含矿流体由于内部、外部因素的影响，平衡状态被破坏，可由原来均匀的流体分开为两种或两种以上不均匀的流体，即发生了流体不混熔。例如:
(1)岩浆熔离作用
混熔有金属硫化物或金属氧化物的镁铁质-超镁铁质岩浆在降温过程中，可分异出硫化物(Cu-Ni)矿浆和氧化物(Fe，V，Ti，P)矿浆。这些密度较大的富金属熔浆或沉到岩浆房底部凝固成矿层，或贯入到周围裂隙中形成脉状矿体。
成矿系统论
例如在浅成热液金矿形成过程中的“沸腾”现象，就是由这种含矿溶液在运移路径上因压力突然减低或其他原因而发生的。由于沸腾作用，主体溶液中浓度加大，致使部分组分因过饱和而沉淀析出，参与成矿作用。
(3)H2O+CO2体系的不混溶，可能是太古宙绿岩带金矿形成的一个重要原因
3.流体的浓缩
地表蒸发作用可使盐湖水中溶质的浓度增大，从而促成一部分过饱和物质沉淀堆积。在研究内生成矿作用时，也曾提出过流体浓缩造成矿石堆积的观点。赵永鑫(1993)在研究宁芜盆地铁矿床地质时，对于富铁矿石成因，提出了在开放构造环境下含铁流体浓缩成矿的观点，这是与岩浆分熔形成富铁矿浆观点不同的新认识。他的解释是，在宁芜地区晚中生代(J—K)，近地表的开放构造环境是与火山作用背景相联系的。在这种环境中，发育有张性构造角砾岩带、次火山爆发角砾岩筒、断裂叠加的次火山岩体原生裂隙带。由于控矿构造沟通了深部与地表的联系，引起了上升含铁流体的快速运动。含矿介质的大量蒸发析出使得流体中矿质因浓缩而富集，直到形成富铁熔浆式流体，它们冷凝后形成较大规模的富铁矿体。
林文蔚等(1998)在研究山东焦家金矿成因时，提出成矿流体大规模浓缩是成矿的重要原因，造成流体浓缩的因素有:
(1)水-岩反应
这造成自由水的逸失和加入到蚀变岩中去，因而体系中水量减少。焦家矿区矿体旁侧广泛发育黄铁绢英岩化。经计算，在由黑云母(含水0.81g/100cm3)蚀变为绢英岩(8.29g/100cm3)的过程中，需要的水量为7.48g/100cm3。这就要求运水断裂带的多次开启，伴有成矿溶液的多次浓缩和新的流体的补给，从而促成了溶液物理化学状态的改变和矿质的沉淀。
(2)C，S等的加入
金矿床中常常富含有机碳、黄铁矿等，它们在一定温度、压力下与水反应，发生水解，形成CO2，CO，SO2等。这就促使流体中水的减少和气态组分的增加，因而使溶于水中的金属物质趋于饱和而沉淀成矿。
4.流体的沸腾
含矿流体自深部运移到地壳浅表，压力骤减，导致流体沸腾，CO2，SO2，H2S和水气(H2O)大量逸出，促使流体的盐度增大，金属配合物饱和度增加，体系内压减少，导致新的流体的补给。这又促成混合-冷却机制的发生，以及金属配合物的解体与沉淀。
根据S.E.Drummond(1985)的实验研究，认为沸腾比其他沉淀机制能产生更大的矿石/SiO2值，是非常强有力的沉淀机制。沸腾对热液体系最重要的化学影响是CO2和H2S的出溶，前者引起体系pH值的剧烈变化;后者引起硫化物不稳，并改变氧化-还原状态。地质过程中的突然减压，常能引起成矿流体沸腾并导致矿质大规模沉淀，这类情况多发生于环流成矿系统顶部，以及斑岩等许多系统中。
温度梯度的变化也是重要的沉淀触发机制，一般流体都是因降温导致溶解度减小而发生沉淀。与此不同的是，王声远(1992)将大气水的由地表下降升温沉淀成矿过程概括为:“浅层萃取、低温搬运、高温沉淀”。在这类系统中有机物与金属的配合物在低温下稳定，在高温条件下分解，恰与一般地壳内流体体系相反。
此外，还有其他一些引起矿物沉淀的机制，如交代、吸附、解吸、熔离、出溶等地球化学行为。总体来说，矿质的沉淀是系统过程的终态，在不同系统中有趋同现象，并不特别复杂。按照成矿系统过程多通道性导致系统网络性的观点，各种成矿因素的匹配和矿物的大规模沉淀都是系统自身组织的结果。
5.流体的混合
这是一种很重要也很常见的成矿机理。大量资料表明，很多热液矿床的形成与两种或两种以上成矿流体的混合，主要是下渗大气降水与上升深源流体的混合有关。不同流体的混合使体系的温度、组分浓度、Eh值、pH值等发生显著变化，成矿流体的平衡状态遭到破坏，从而引发成矿物质的沉淀。在斑岩型矿床、SEDEX型矿床等的形成过程中，流体混合起了重要的作用。
由于斑岩型矿床和SEDEX型矿床的广泛分布和巨大经济价值，勘查专家和矿床学家对它们作了长期、大量的研究工作，其成果之一是使人们对含矿流体的复杂来源、类型、组成、性状及在一定环境中的活动机制，有了较完整的认识，建立了斑岩铜矿的热水对流循环系统和SEDEX等矿床的洋底热水喷气沉积成矿系统。在这些成矿模式中，既反映了深部来源水(岩浆水、地幔排气、深循环的大气降水等)和下渗大气降水的混合作用是矿石沉淀的主要原因，也显示了在构造-矿化的不同发展阶段，流体化学组成及物理化学性质的变化对蚀变和矿化分带的影响。
以著名的澳大利亚Olympic Dam铜-铀-金矿床为例，Haynes D W等(1995)提出了解释该矿床成因的一个流体混合模式。他们认为，上升热流体从深部带来大部分的Fe，F，Ba和CO2，而下降的地下水携带有Cu，U和Au，以及大部分S。这两种流体在中元古代时，在克拉通边缘火山口环境中活动，在巨大的浅层角砾杂岩中彼此混合，相互反应而沉淀出磁铁矿、赤铁矿、硫化物和沥青铀矿等矿物组合。该文作者认为，Olympic Dam之所以能形成超巨量的矿石堆积，是由于成矿是发生在火山活动环境的一个可能存在的盐湖之下(或在旁侧)。这样，深源上升的岩浆能提供充分热能，又有源源不断的湖水和与其连通的地下水能搬运大部分的Cu，Au，Ag和S进入成矿系统中，不同来源和性状的流体的反复多次混合，是成矿的重要条件。Haynes等强调指出，形成巨型Olympic Dam矿床并不要特殊的岩石类型，关键因素是特定条件下大量的不同类型流体的混合成矿作用。这一模式尽管还需要进一步的研究和验证，但可以启发人们去思考，在形成巨型矿床的过程中，流体的混合起了何等重要的作用。
流体的混合受所在地质构造条件的制约，容易发生流体混合的有利构造因素是:①不同方向的两组或更多的断裂交汇处;②断裂或褶皱构造的转折部位;③侵入岩体的接触带及附近地段;④断层与透水层的交汇处;⑤海洋底部的封闭-半封闭洼地。
在成矿过程中经常见到两种不同地球化学体系的相遇，如下降的升温热液系统与上升的降温热液系统，氧化性流体系统与还原性流体系统，大陆来源流体与大洋来源流体等。两个地球化学体系的相遇涉及大量物质，产生的反应往往不同于一个体系自身的缓慢演化，一旦发生就是大规模的不可逆反应。这一过程在斑岩矿床、浅成低温热液矿床、次生富集矿床、萨布哈(Sabkha)和HHP(产高热)花岗岩改造矿床的形成中经常可见。
6.有机质作用
在流体运动过程中，有机质的加入能改变溶液的pH值、Eh值，以及流体的氧化还原条件，因而导致有用组分的沉淀富集。此外，有机质的吸附也可使溶液中某些重金属发生沉淀富集，例如，湖北银洞坡金矿选矿装置中，碳质薄膜含金达20×10－6～30×10－6，南非砾岩型金矿中固体碳氢化物的金含量高达1000×10－6。再有，有机质的还原作用也可促使某些金属元素的沉淀。例如，中欧地区含铜页岩形成于静海和腐泥型沉积环境，富含有机质达5%。Speczik(1989)以此来解释波兰含铜页岩型铜矿床的成因:二叠纪含铜页岩可以作为一种地球化学圈闭，当页岩中有机质与上升的富氧和金属的流体接触而进行还原反应时，富含有机质的含铜页岩，能够提供足够的还原剂，使铜的硫化物沉淀富集，同时使有机质氧化。此外，由于原油(伴生卤水)的搬运、吸附和还原作用也可促使汞、锑矿床的形成(杨蔚华等，1997)。
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E. 地壳中矿物质往往单独存在是否正确
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+
F. 可转债是利空还是利好
债转股是利空，债转股操作对于公司来说就是通过定向增发来解决债务问题，银行本来就面临坏账风险，定增解除了坏账风险，对于持有公司股票的股东来说，以后的分红会变少。进行债转股操作之后，整合后的股权投资现值不低于当前债务价。
债转股一直是股票市场中不可忽视的一种操作，债转股是指债权转化为股权，也就是指将债权债务关系变为股权关系。换一种说法就是，债转股指的是将债务转为资本，债权人应当将享有股份的公允价值确认为对债务人的投资。
总的来说，债转股是利空的。债转股操作对个人投资者来说是好还是不好，主要是从利空利多辩证的角度来看就行。
G. 稻谷中矿物质如何检验
杂质检验应该注意，稻谷以外的有机物质包括异种粮粒、瘪谷均为杂质。严重病害、损伤、霉变或其它原因造成的变色变质等无使用价值的稻谷均为杂质。 1、 大样杂质的检验：按标准规定，分取试样500克分两次进行筛选，然后将从筛上拣出的大型杂质和筛下物合并称量。检验时应将筛底下的筛下物清理干净。 2、 小样杂质检验：从检验过大样杂质的试样中用分样器分取试样约50克，按标准规定，拣出其中的杂质并称量。检验时应将扁平的谷粒拣出，用手指摁压，感觉无米粒的即为瘪谷，归为杂质。 3、 杂质总量检验：杂质总量为大样杂质与小样杂质之和，以质量分数表示