一、世界各国铝矿储量排名？
铝土矿资源储量排名第五：印度
印度是南亚次大陆最大的国家。是全球第五大铝土矿资源拥有国，铝土矿资源储量约为38.9亿吨,不仅资源丰富且质量高，其铝土矿属于风化残积型，分布十分广泛。主要是三水型铝土矿石，铝土矿品位为45-55%(AI2O3含量)。
铝土矿资源储量排名第四：巴西
巴西是南美洲最大的国家，铝土矿资源储量约为45亿吨，排在世界第四。铝土矿多为三水铝石型，水分较印尼矿相比较低，基本与澳矿接近，适用于低温线掺配使用。
铝土矿资源储量排名第三：越南
越南位于东南亚的中南半岛东部，铝土矿资源非常丰富，据越南官方资料，越南全国铝土矿总资源量约80亿吨，在世界上占有重要位置。其矿床类型主要有红土型和沉积型。红土型铝土矿品位36-39%（Al2O3含量)；沉积型铝土矿品位39-65%(Al2O3含量)。
铝土矿资源储量排名第二：澳大利亚
澳大利亚是世界上的资源大国，矿产资源、石油和天然气都很丰富，单矿产资源就至少有70余种。澳大利亚铝土矿储量丰富、产品品位高、埋藏浅、容易开采，是世界上最重要的铝土矿供应国之一。铝矿年产近7000万吨，居全球首位， 储量约为92.65亿吨，占世界总储量的21%，居全球第二位。
铝土矿资源储量排名第一：几内亚
几内亚位于非洲西部，自然资源丰富，有“西非水塔”，“地质奇迹”之称。几内亚铝土矿有着埋藏浅、品位高（58-62%Al2O3含量)、易加工等特点。几内亚铝土矿储量约400亿吨，已探明储量290多亿吨，居世界第一位，号称“铝矾土王国”。矿床相对集中，一般一个矿都在几百万吨至几十亿吨左右。矿点多数为露天开采。
二、铝土矿的成因规律
根据中国铝土矿床地质特点，一般沉积型铝土矿床产状平缓，圈定矿体地表边界时采用探槽、浅井，深部采用钻探。但当矿体产状陡，且在地形条件有利时，也可适当配合少量硐探已探求高级储量和验证钻孔资料的可靠性。对于堆积型和红土型铝土矿床因其埋藏不深，除圈定矿体外部可采用探槽配合浅井之外，其他地段全部采用浅井进行勘探。
沉积型铝土矿床划分为四个勘探类型
1)第Ⅰ勘探类型：矿体延展规模大、形态简单、厚度稳定―不稳定、内部结构简单―较简单、构造简单的似层状沉积型铝土矿床。如山西克俄铝土矿床。
2)第Ⅱ勘探类型：矿体延展规模中―大、形态较简单、厚度稳定―不稳定、内部结构简单―较简单、构造简单―较简单的似层状、透镜状沉积型铝土矿床。如河南贾沟、贵州魏家寨、山东王村等铝土矿床。
3)第Ⅲ勘探类型：矿体延展规模中―小、形态不规则、厚度不稳定―很不稳定、内部结构简单―复杂、构造简单―复杂的透镜状沉积型铝土矿床。如贵州老荒坡、燕垅A矿段一号矿体等铝土矿床。
4)第Ⅳ勘探类型：矿体延展规模很小、形态很不规则、厚度极不稳定、内部结构复杂―很复杂的小透镜状、漏斗状沉积型铝土矿床。如河南张窑院2号矿体。
三、黏土矿产与铝土矿
一、黏土矿产
是与煤层共生或伴生的重要非金属矿产。比较典型的是“煤系高岭岩(土)”，特别在华北地区煤系中广泛分布，品质优良。
1.分布地区
分布于内蒙古、山西、河南、河北、山东、安徽等地。
2.类型
根据其与煤层的关系，划分为3类。
1)煤层夹矸及顶、底板型:赋存于煤层中作为煤层中的夹石层、煤层顶板和底板，分布较为稳定，作为标志层。
2)与煤层不相邻型:作为一个独立的矿层出现，与煤层有一定的距离，如石炭二叠系中与A和B及G层铝土共生的高岭岩。
3)软质型高岭岩:在地表露头或地下浅处与风化煤伴生，富含有机质，具有高可塑性，质软。
3.黏土矿物特征
(1)黏土颗粒的定向性与组构特征
泥岩中黏土颗粒的排列状况，即是走向性排列还是任意杂乱排列(张鹏飞等，1993)，有助于沉积环境分析。一般陆相淡水黏土的定向性较好，片状黏土近于平行排列，具有平叠状构造特征，而绝大部分半咸水、海水黏土矿物定向性较差，排列杂乱，一般为凝聚状集合体，有时显蜂巢状构造。方邺森、任磊夫(1987)也发现，定向性与沉积环境有关，一般三角洲相黏土矿物定向性差，淡水湖相黏土矿物定向性好。早在1953年，国外已有人发现过上述情况。1960年帝亚特在实验室通过单颗粒沉积作用，使黏土产生了平叠构造，通过凝聚作用使黏土形成了不规则的纹层状构造和蜂巢状构造。在淡水环境中，水介质呈酸性，大部分黏土质点能与介质保持电性平衡，黏土质点的沉降与搬运主要取决于水动力作用，当黏土被带到静止低能的淡水环境中时，它们就会在重力作用下按斯托克斯沉淀定律，以单颗粒的形式机械下沉，这样片状的黏土颗粒就会在水底一层一层地向上平行叠置，从而产生平叠构造;反之，半咸水与海水中富含电解质，介质呈碱性，随淡水带来的黏土质点就会与碱性介质中的阴离子相作用，便产生絮凝而形成较大的集合体而快速下沉。当盐度达到大约2000×10－6时，絮凝作用最强(黏土颗粒之间的粘结力最大);当盐度进一步增加时，絮凝作用几乎没有变化(Blatt，1982)。絮凝物中含有任意排列的黏土矿物及粉砂级石英颗粒，粗的絮凝物集中在潮汐入口等水流速度较大的区域(Blatt，1982)。
在淡水泥质沉积物中，由于生物活动可能破坏黏土的空间排列。在海相沉积物中，也可能由于压实作用而使杂乱排列的黏土矿物趋于定向。因此，在研究泥质岩的组构时，必须考虑这些因素的影响。
此外，定向性与有机质也有明显关系。Odom发现定向好的岩石特别富含有机质，吉普逊用电子光学方法也发现了同样关系。Odom(1967)用X射线衍射法研究了美国中陆区宾夕法尼亚纪页岩，得出其中黏土颗粒的定向性是随着有机质的增加而变好，随着碳酸盐含量的增加而变差(图11-6)。
图11-6 黏土矿物组构、成分、有机碳及碳酸盐含量之间的关系(据Odom，1967)
(2)黏土矿物组合
不同的黏土矿物，其形成需要不同的物理、化学条件。一般来讲，高岭石在中性―酸性条件下形成，而蒙脱石、伊利石、绿泥石则是在碱性条件下形成(图11-7)。不同的沉积环境，其介质的pH值及Eh值均不同，因而就有不同的黏土矿物组合。所以，可根据黏土矿物组合来推断沉积环境。通常认为，在陆相或与陆相有关的淡水酸性环境中以高岭石为主，而在半咸水或咸水碱性环境中以伊利石、蒙脱石为主。
刘光华(1987)报道了我国豫西晚古生代煤系中海相、海湾相和三角洲前缘、分流间湾亚相中，主要黏土矿物类型为伊利石蒙脱石高岭石组合(以相对含量多少为序排列)，在上三角洲以平原淡水作用为主的分流河道、泛滥盆地亚相中主要黏土矿物为高岭石伊利石组合(图11-8)。刘钦甫(1990)在研究我国湖南测水组含煤岩系时发现，高岭石与伊利石在垂向上的含量变化呈明显的相互消长关系，并且发现垂向上各黏土矿物的含量变化与沉积环境密切相关(图11-9)。从图中可以看出，在测水组下部湖沉积中，黏土矿物主要是伊利石和绿泥石，其次为高岭石，组合类型为伊利石绿泥石高岭石;在中部的潮坪，淡水湖及沼泽沉积中，黏土矿物主要是高岭石，其次为伊利石，组合类型为高岭石伊利石;在上部的滨浅海沉积中，黏土矿物主要为伊利石及绿泥石，其次为高岭石，黏土矿物组合为伊利石绿泥石高岭石。汪寿松等(1988)报道了北海现代汪额诺格岛与大陆之间障壁潮坪的沉积物中，黏土矿物以伊利石为主，其次为蒙脱石、高岭石和绿泥石。
一般从陆到海，高岭石含量减少，伊利石、蒙脱石增多(图11-10)。这种变化规律，在国内外现代沉积研究中均有报道。造成不同环境有不同黏土矿物组合的有以下两种原因:
1)黏土颗粒的化学与胶体化学分异作用的影响:黏土矿物有较强的阴离子交换和吸附能力，对介质的地化条件要求严格。在酸性的淡水介质中，高岭石的稳定程度大于蒙脱石，且蒙脱石向高岭石转化;在碱性的海水中，蒙脱石比较稳定，高岭石则向蒙脱石、伊利石转化。柯连斯指出，pH＜5时，高岭石处于稳定状态，pH=5～9时，高岭石将被溶解而流失，并且认为Ca2+的存在不利于高岭石的形成。因而，在不同的介质环境中可形成不同的黏土矿物组合。此外，在河口三角洲地区，由于淡水与海水汇合，造成从陆向海方向水介质盐度增高的趋势，也会使黏土质点因差异絮凝而发生分异作用。高岭石和伊利石的絮凝效应比蒙脱石大，在这种条件下会出现先沉积高岭石、伊利石，后沉积蒙脱石的现象，从而加强了黏土矿物组合的差异。
2)黏土矿物机械分异作用的影响:在扫描电子显微镜下观察，黏土矿物的粒径不一样，高岭石最大，通常小于1μm，蒙脱石最小，往往仅达0.1μm或更小，因此在沉积过程中，这些不同粒径的黏土颗粒会随水动力条件的逐渐减弱而依次沉积高岭石、伊利石、蒙脱石。这种因颗粒大小造成的机械分异作用在一些河口地区更为明显。在河口处往往沉积粗粒的高岭石，向盆地中央方向先是出现伊利石沉积带，然后再出现蒙脱石沉积带。例如，在黄河入海口，高岭石和伊利石呈舌状向海减少，而蒙脱石则向海增加。
图11-7 几种黏土矿物的形成条件(据Degens，1965)
在应用黏土矿物组合解释古代地层沉积环境时，应注意成岩作用对黏土矿物的影响。由于黏土矿物是一个多敏性的矿物，它随着埋藏深度的增加、压力的加大、地温的增强，以及物理化学环境的变化等，矿物晶体结构和成分会发生变化，这种变化往往是有一定规律的，反映了成岩强度的变化。一般随着地质时代的变老，或成岩作用的增强，高岭石、蒙脱石矿物数量逐渐减少，而伊利石则明显增多(图11-10)。
由此可知，在研究古生代泥质岩时，必须根据成岩作用强度了解黏土矿物成分转化及其强弱。如果泥质岩成岩作用较强，大部分黏土矿物都发生了转化，那么现在所看到的黏土矿物组成就难以代表甚至不能代表当时沉积环境中的黏土矿物组合，因而不能正确地判断当时的沉积环境;如果成岩作用较弱，那么利用黏土矿物组合反映古代环境就比较可靠。
图11-8 禹县煤田250钻孔上二叠统上石盒子组沉积环境与黏土矿物分布(据刘光华，1987)
图11-9 湖南测水组黏土矿物垂向分布(%)(据刘钦甫，1990)
图11-10 从滨岸向海洋方向黏土矿物成分的变化(据Potter，1980)
二、铝土矿
铝土矿是富含铝矿物(铝的氢氧化物)的沉积岩，其中Al2O3＞40%，Al2O3/SiO2≥2。Al2O3＞50%的铝土矿，称为高铝黏土。中国铝土矿主要分布在华北、中南、西南地区，其中，截至2006年末，山西地区铝土矿探明储量达到了9×108t，占全国首位，其次为贵州、河南、广西等省区，以上4个省区的铝土矿储量总和占全国总储量的80%。现今发现的最有经济价值的铝土矿首推形成于华北本溪组底下奥陶统或寒武系石灰岩古风化面上的G层铝土矿，中国铝土矿和高铝黏土资源量居世界前列。
铝土矿的时、空分布机制与其红土化及铝土矿化的程度有关，直接受古湿热气候(雨量充沛、干湿交替的季节性变化，靠近赤道的热带、海洋性气候常有潮湿气流进入)、构造长期稳定(地台区缺少造山运动，构造趋于稳定有利于强烈的化学风化)、准平原化(地势略有起伏利于排水和风化)、排水条件好(使雨水保持长期风化淋滤的中偏酸性，不断将碱及碱土元素带走，并保持连续脱Si)、沉积间断时间长(有利于充分的红土化及铝土矿化，这是一种强烈的化学风化，当然还有一定的物理风化和生物风化)、有机质作用(有机酸及CO2有利于化学风化及成矿)，以及沉积后各个阶段的不断变化(成岩、后生、表生及后期风化作用中的强烈改造)和构造上的破坏(如深大断裂使某一成矿区被切割)等的影响。刘长龄等将我国铝土矿划分为11个成矿区带(图11-11)，主要包括康滇成矿区、黔鄂成矿带、华北成矿区、南天山成矿带、湘黔成矿区、滇桂成矿区、闽南成矿区、赣中成矿区、滇西成矿区、东南沿海成矿区、桂中成矿区，其中，具有开采工业价值的铝土矿主要集中在黔鄂成矿带、华北成矿区、滇桂成矿区、桂中成矿区。
我国铝土矿与世界铝土矿一样，是由含铝硅酸盐及碳酸盐等岩石，在湿热条件下风化作用即红土化及铝土矿化的产物。我国的铝土矿以岩溶铝土矿占绝对优势，新生代铝土矿则微不足道，而世界铝土矿则以新生代红土型占绝对优势，古生代岩溶铝土矿储量甚少。产生这一差异的主要原因，就是是否有很热气候的长期影响。据我国有关古地磁研究资料(杨震宇等，1987)，石炭纪时，华北地块处于10°～15°的赤道区;石炭纪末，华北地块处于4°～22°的赤道区;华南地块处于北纬1°至南纬18°的赤道区，均具有长期湿热的气候，有利于铝土矿的形成;而东北地块位于北纬37°～66.4°(林金录，1987)，不具备形成铝土矿的湿热气候条件，因此未见铝土矿出现。新生代东南沿海成矿带，由于纬度不低于20°左右，气候达不到赤道那样的湿热条件，成矿限于沿海潮湿气流带，尤其是成矿时间短，其他条件也不理想，致使矿床规模不大，质量不高，基本上尚未用于铝生产。
中国铝土矿基本上都形成于稳定的地台区。红土化的风化壳，除了需要长期湿热气候条件外，还需要弱侵蚀的平静时期，需要稳定的准平原化，排水条件好，使水介质保持中偏酸性，利于去SiO2而较快形成三水铝石，在岩溶地区常为弱碱性，有利于形成硬水铝石。再者，沉积间断时间长并有缓慢的升降运动配合，利于大规模的彻底化学风化(堆积型铝土矿更需要)。沉积型铝土矿往往形成于(由下往上)铁铝黏土沉积序列，而与红土型铝土矿的沉积序列相反。当然还受沉积环境、古地形地貌及地质构造等的控制。我国除新生代红土型铝土矿为三水铝石外，其余基本上都属于硬水铝石型。硬水铝石常受有机质的浸染，说明其形成于还原的成岩阶段初期，但也不同程度地含有成岩后期、后生及表生阶段的硬水铝石(常为无色的少钛铁硬水铝石，结晶较大)。铝土矿中常见有未经分选的粗碎屑构造，包括较少的砾石和集块，以及粒序层(局部可见)，说明除了胶体分凝作用外，还混入了铝土矿碎屑的机械沉积。在热带山洪暴发时，可把粗碎屑及稠密的浆状物铝土矿形成片状及股状密度流，带入附近的岩溶洼地中沉积。铝土矿碎屑除陆源碎屑以外，还有不少是内碎屑、次生岩溶碎屑、断层碎屑等。常见的矿床构造还有豆鲕状、致密状、粗糙状及多孔状等。证明矿床的成因是非单一型的，而是较为复杂。
图11-11 中国各时代铝土矿及成矿区带分布图(据刘长龄等，1990)