铝土矿是在古气候条件的作用下

1、铝土矿物质来源的几种不同观点

我国华北地区岩溶型铝土矿的物质来源问题,地质界一直有争论,意见分歧颇大。概括来讲,主要存在“基底说”与“古陆说”之争以及“碳酸盐岩说”’与”铝硅酸盐岩说”之争(廖士范,1986,1994;刘长龄,1985,1987;吴国炎1987,1997;等)。这些争论实际上是在争论一个问题,那就是华北地区的岩溶型铝土矿床的铝质是来源于古老铝硅酸盐岩岩石,还是来源于基底碳酸盐岩岩石。

6.4.1.1“基底说”与“古陆说”之争

“基底说”认为华北地区岩溶型铝土矿床的铝质主要来源于下伏基底寒武系、奥陶系各类碳酸盐岩的风化残余物。“古陆说”则认为华北地区岩溶型铝土矿床的铝质主要来源于周围古陆的各种古老变质岩和火成岩,即各类铝硅酸盐岩。

(1)“基底说”的主要依据

1)华北地区岩溶型铝土矿床毫无例外地分布在碳酸盐岩的侵蚀面上,本区尚未发现在古陆硅酸盐岩上有铝土矿分布。

2)铝土矿中主要元素氧化物比值对比表明,基底碳酸盐岩与铝土矿更为接近。

3)对一些铝土矿区基底碳酸盐岩和铝土矿石的人工重砂分析表明,基底碳酸盐岩中也含有锆石、金红石、电气石等副矿物,它们在重砂组合和标型组合上与铝土矿基本相似,质量分数上虽然相应较低,但与Al2O3化富集过程是同步的。

4)碳酸盐类岩石含铝量虽不多,但在相同条件下风化速度较硅酸盐类岩石要快得多。此外,本区基底寒武系、奥陶系的剥蚀厚度巨大,所以其风化壳中铝的积聚速度并不慢,含Al2O3的量依然可观。更不用说有些地区的碳酸盐岩中夹泥岩、粘土岩等夹层,所含的Al2O3量也相当高。

5)许多矿区见到下伏碳酸盐岩溶洞或裂隙中充填铝土矿、粘土矿及铁质粘土岩,矿体与围岩呈“夹心构造”,与现代风化壳矿床相似。

6)现代灰岩风化壳中发育有铝土矿的实例,如所罗门群岛的拉涅尔岛铝土矿,我国贵州、广西等地发现的现代碳酸盐岩风化壳红土中,Al2O3质量分数达23.20%,有相当厚度,并在其中及下伏碳酸盐岩中发现了三水铝石矿物,充分证明碳酸盐岩的红土风化壳可为铝土矿的形成提供足够的物质来源。

(2)“古陆说”其主要依据

1)与基底碳酸盐岩相比,古陆铝硅酸盐类岩石含铝量要高得多,一般Al2O3质量分数达18%~20%。而前者仅1%~5%。

2)华北地区岩溶型铝土矿床大多数位于古陆边缘。

3)铝土矿矿层中副矿物锆石、金红石、电气石与古陆岩石中的相应副矿物较为接近,而基底碳酸盐岩中含这些副矿物量甚少。

4)铝土矿矿层中某些化学成分与古陆岩石的相关性较下伏碳酸盐岩好。

5)在古红土化的气候条件下,不能设想只在碳酸盐岩侵蚀面上形成红土风化壳,而古陆铝硅酸盐岩上反而不能形成,这些成熟的红土风化壳物质必定有其剥蚀、搬运、堆积的场所。

6.4.1.2“碳酸盐岩说”与”铝硅酸盐岩说”之争

认为铝土矿床中的铝质来源于铝硅酸盐岩观点的主要理由是:

1)铝硅酸盐岩岩石中的含铝质量比碳酸盐岩岩石中的含铝质量高得多,平均大约高出10~15倍。

2)岩溶型铝土矿矿石的某些化学成分与铝硅酸盐岩岩石更相近。

3)岩溶型铝土矿矿石的重砂矿物及副矿物特征更接近铝硅酸盐岩岩石。

4)晚石炭世不仅存在一些古陆,而且这些古老的铝硅酸盐岩可以为铝土矿床形成提供大量的铝质来源。

而主张铝土矿床中的铝质来源于碳酸盐岩的主要理由是:

1)虽然碳酸盐岩岩石的含铝量远低于铝硅酸盐岩岩石,但碳酸盐岩岩石易于风化,而且厚度巨大,完全可以为铝土矿成矿提供充足的铝质来源。

2)虽然在豫西地区存在一些诸如岱嵋寨、嵩箕等所谓的古岛,但它们在晚石炭世仍为寒武系、奥陶系碳酸盐岩岩石覆盖,并没被剥蚀至出露铝硅酸盐岩岩石的程度。

3)铝土矿石的化学成分、痕量元素、重砂矿物、副矿物等特征与基底碳酸盐岩岩石相似。

6.4.1.3“多源说”

“多源说”是上述观点的综合。该观点认为,形成华北地区岩溶型铝土矿床的铝质既来源于基底碳酸盐岩的风化残余,又来源于古陆铝硅酸岩的红土风化壳物质。其主要依据有:

1)铝土矿常常是由原始风化产物经过一次或多次改造而形成的,因此对于某些矿床来说,在铝土矿堆积过程中不同物源以不同百分比同时加入是可能的。凡是含有铝质的岩石,在适宜的古气候、地貌和物理化学条件下均可形成铝土矿。

2)铝土矿在空间分布上的两个显著特征:一是形成于古海洋的陆地边缘,二是位于基底碳酸盐岩古侵蚀面上。这两个缺一不可的古地理条件,意味着铝土矿的形成不是简单的与古陆或基底的单一岩石有关,而是同时与两种岩石有关。

3)在铝土矿含矿岩系中,上部常见到铝质砾石和碎屑,下部却很少见到;同时上部粘土岩层理明显,下部铁质粘土岩则不显层理。说明下部是以原地堆积为主,上部则以沉积作用为主;下部以基底风化淋滤物质为主,而上部则是外来物质搬运沉积的。

4)化学成分的对比分析:通过铝矿物和含矿岩系的统计对比,主要氧化物w(Al2O3)/w(SiO2)、w(Al2O3)/w(TiO2)、w(Fe2O3)/w(FeO)值都接近基底碳酸盐岩,而w(Al2O3)/w(Fe2O3+FeO)和w(CaO)/w(MgO)值则接近铝硅酸盐岩。但从上述三种岩石的分布轨迹对比,基底碳酸盐岩与含矿岩系分层轨迹(主要是 铁质粘土岩)重合。在微量元素对比上,铝土矿更接近基底碳酸盐岩,特别是w(Sr)/w(Ba)值更为接近,说明两者有成因上的联系。

5)矿物成分:①含钛矿物:尽管基底碳酸盐岩中金红石、锐钛矿、板钛矿在数量上要比铝土矿少,但与铝土矿、粘土矿中的这些矿物很相似;而与古陆硅酸盐岩中的上述矿物特征仅仅部分相似。②锆石分析对比:锆石长宽比值,基底灰岩中平均为2,与铝土矿(2.06)、粘土岩(平均2.99)十分接近,而古陆硅酸盐岩平均2.44,却相差很大;锆、铪质量分数和锆、铪质量分数比值对比结果,基底碳酸盐岩中锆石与铝土矿,特别是下部粘土岩中锆石相接近,而与古陆硅酸盐中锆石只是部分特征与铝土矿接近。

2、铝土矿的成因规律

按照廖士范等人的意见，中国铝土矿矿床可分为古风化壳型铝土矿矿床和红土型铝土矿矿床。
中国古风化壳型铝土矿矿床的形成经历了三个阶段。第一阶段是陆生阶段，是在大气条件下由风化作用形成含有铝土矿矿物、粘土矿物、氧化铁矿物等的残、坡积富铝风化壳物质，例如钙红土层、红土层或红土铝土矿，此阶段为大气条件下原地残积、堆积或异地堆积阶段；第二阶段是富铝钙红土层、红土层或红土铝土矿为海水(或湖水)淹没阶段，有的立即为海水(或湖水)淹没，有的则经过一定时间的岩化作用以后才为海水(或湖水)淹没，逐渐深埋地下，经过一段时期的成岩后生作用演变改造后形成原始铝土矿层；第三阶段是表生富集阶段，是原始铝土矿层随地壳抬升到地表浅部后由于地表水或地下水的改造作用，使硅质淋失、铝质富集，形成品位较富的有工业价值的铝土矿矿床。中国古风化壳型铝土矿主要形成于石炭纪。本类型铝土矿矿床的形成，都与侵蚀间断面的古风化壳有关。一般来说，侵蚀间断时期长的，特别是下伏基岩是碳酸盐岩或含铝质多也较易风化的基性喷出岩(例如玄武岩)，所形成的矿床往往矿石品位富，矿层厚，矿体规模大。
至于红土型铝土矿矿床，一般认为是现代气候条件下由含铝岩石经风化作用形成的。红土型铝土矿矿床只有一个亚类，称漳浦式红土型铝土矿床，是第三纪到第四纪玄武岩经过近代(第四纪)风化作用形成的铝土矿床，其储量很少，仅占中国铝土矿总储量的1.17%。中国现代红土型铝土矿主要形成在低纬度地区，如福建、海南及广东一些地区。这些地区天气炎热、雨量充沛，又有易于风化的玄武岩，故能形成现代红土型铝土矿。至于中国的南沙群岛、中沙群岛虽然也在低纬度，有形成铝土矿的气候，但这些岛屿上升为陆的时间不长，仅1～3万年，经受风化作用的时间短，故难以形成铝土矿矿床。

3、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，在测水组下部潟湖沉积中，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，淡水潟湖及沼泽沉积中，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)

4、支建铝土矿

陕县支建铝土矿区是河南省最早发现的大型富铝矿床之一,勘查程度达勘探,探明储量达2357多万t,位于河南省陕县境内,属王家后、柴洼两乡管辖。矿区东起刘家山,西止庙前后窑,北到张上断层,南抵鹿马断层,呈北东-南西向展布。含矿岩系为上石炭统本溪组,铝土矿体赋存在含矿岩系的中段,分布在扣门山断层以西、陕县断陷盆地北缘,受北东向的煤窑沟正断层和扣门山正断层控制。

支建铝土矿位于陕县-渑池-新安铝土矿成矿区西部七里沟-焦地成矿带的西矿带,大地构造上位于中朝准地台南部、华熊台隆坳陷的渑池-确山陷褶束的西北部。

6.8.1.1含矿岩系特征

矿区内地层均呈单斜产出,倾向140°,倾角10°~20°,局部产状有所变化,尤其在断层附近,产状变陡。

含矿岩系的基底地层为奥陶系中统马家沟组(O2m),厚20~50m。马家沟组下部为青灰色灰岩,呈厚层状,有时夹角砾状灰岩、薄层泥质灰岩;上部为白云质灰岩,呈浅灰白-青灰色薄层状产出;顶部常残存厚约0~2m的古风化壳,呈黄褐色,凸凹不平,形态各异,对铝土矿的形态起着重要的控制作用。

含矿岩系上石炭统本溪组(C2b),一般厚20~30m,最大达60余m,可分为下、中、上三个岩段,铝土矿赋存在中段。

下段(C2b1):铁质页岩,在含矿岩系的中下部和底部,在矿区北中部呈灰黄、红褐色等杂色,含铁质较高,具有页理。有粘土质、砂质及氧化铁质组成,个别处夹有山西式铁矿小扁豆体或透镜体。向南逐步相变为菱铁页岩和黄铁页岩。本层为矿层底板,厚0.25~49.36m,平均5.96m,厚度变化较大,与下伏地层假整合接触。

中段(C2b2):铝土矿层,在含矿岩系的中上部,主要由铝土矿和粘土矿组成。局部夹有粘土矿级外品和粘土页岩。铝土矿主要为灰色,局部稍带白、黄、褐色,呈层状或似层状产出,厚0.5~22.8m,平均5.96m。铝土矿和粘土矿的厚度变化互为消长关系,相变明显。

上段(C2b3):粘土页岩,在含矿岩系的顶部或上部,常为灰白色、灰黄色,局部相变为碳质页岩或煤线(层),显页理,性软,易风化破碎,厚0.05~13.33m,一般1m左右,厚度变化较大。

6.8.1.2矿体特征

根据构造分割和铝土矿矿体赋存特征,本区可分为瓦查坡、香草洼和鹁鸪堂三个矿段,其中工业矿体赋存在前两个矿段上。鹁鸪堂矿段各项工程揭露显示,该矿段含矿岩系较薄,浅部受剥蚀,矿体基本无残留。瓦查坡和香草洼矿体主要特征如表6.10所示。

瓦查坡矿段矿层显著特点是Fe2O3质量分数较低,一般为1%~3%;而香草洼矿段矿层Fe2O3质量分数普遍较高,达3%~7%。

表6.10 支建铝土矿矿体主要特征表

6.8.1.3矿石特征

(1)矿物成分

矿石主要由一水硬铝石、高岭石组成,次为伊利石,微量矿物有叶绿泥石、赤铁矿、针铁矿、锐钛矿、金红石、埃洛石、电气石、锆英石、方解石、石英等。

(2)矿石结构、构造特征

按矿物的结晶特征划分,矿石多呈他形柱状晶粒结构、自形或半自形晶粒结构、泥晶或隐晶质结构等;按矿物颗粒形态划分,矿石呈砾屑状、砂(粒)状、蜂窝状、豆鲕状和致密状结构。其中砾屑状结构主要分布在铝土矿层的上部和下部,其他部分少见;砂(粒)状结构主要分布在铝土矿层中部,尤其在矿体埋深的浅中部区域发育;蜂窝状结构主要分布在铝土矿层的中下部;豆鲕状结构分布在铝土矿层顶部和下部为主;致密状结构主要分布在铝土矿层的顶部和底部。

矿石主要构造类型为块状、半定向或定向层状构造。

(3)矿石化学成分特征

铝土矿化学成分主要有Al2O3、SiO2、Fe2O3、TiO2、S、CaO、MgO、K2O、Na2O等,伴生组分有Ga等20种元素。主要化学成分特征介绍如下:

Al2O3:全区质量分数43.81%~77.72%,平均67.18%;瓦查坡矿段质量分数为46.14%~77.72%,平均68.59%,品位变化系数8.6%;香草洼矿段质量分数为43.81%~75.10%,平均64.29%,品位变化系数10.8%。矿石品位与矿石类型、矿体厚度关系密切,即矿体厚度大,Al2O3质量分数高,而SiO2质量分数低;反之矿体薄,则Al2O3质量分数低,SiO2质量分数高。Al2O3质量分数在水平方向上不论走向或倾向均呈跳跃式变化;垂向上顶、底部Al2O3质量分数低,而SiO2质量分数高;中部则Al2O3质量分数高,而SiO2质量分数低,呈反向关系。

SiO2:全区质量分数2.11%~22.60%,平均9.70%;瓦查坡矿段质量分数为2.11%~22.60%,平均10.18%,品位变化系数42.7%;香草洼矿段质量分数为3.10%~21.06%,平均8.72%,品位变化系数49.5%。在水平方向SiO2质量分数呈跳跃式变化,在铝土矿矿层顶、底部SiO2质量分数高而中部低。

F2eO3:铁质矿物本区主要是赤铁矿、针铁矿,次为黄铁矿、菱铁矿等,分布不均匀。全区质量分数0.50%~26.02%,平均4.00%;瓦查坡矿段质量分数为0.50%~22.19%,平均2.18%,品位变化系数115.1%;香草洼矿段质量分数为1.06%~26.01%,平均7.73%,品位变化系数89.3%。瓦查坡矿段Fe2O3质量分数普遍较低,一般在1~5%之间,香草洼矿段Fe2O3质量分数普遍较高,一般在6%~15%之间。水平方向呈跳跃式变化,在垂直方向上,一般是矿层上部含铁低,而下部含铁较高。

S:主要产于黄铁矿中,分布不均匀。S质量分数一般在0.022%~0.669%之间,部分工程见到S质量分数高于0.7%的样品,主要分布在两个矿段的南部。即整个矿区由北向南,S的质量分数有由低变高的趋势。

TiO2:主要产于锐钛矿和金红石中,部分呈类质同象分散在一水硬铝石中,质量分数稳定,1.84%~4.92%,平均3.03%,在水平方向呈微弱跳跃式变化,在垂直方向上变化波动不大。

铝硅比值:衡量铝土矿石的主要指标之一,反映Al2O3与SiO2的综合变化特征。铝硅比值从2.3~36.8之间变化,平均6.9;瓦查坡矿段2.2~36.8,平均6.7,变化系数67.9%;香草洼矿段2.4~22.9,平均7.4,变化系数59.4%。在走向、倾向上呈跳跃式变化;在垂直方向上,一般顶、底部矿石铝硅比值较低,矿体中部铝硅比值非常高。

不同类型矿石的化学成分不一样,支建铝土矿区砾屑状、砂(粒)状、蜂窝状、致密状和豆鲕状等不同类型矿石的平均化学成分如表6.11所示。

从表6.11可以看出,就Al2O3质量分数来说,砂(粒)状和蜂窝状矿石>砾屑状和豆鲕状矿石>致密状矿石。据统计,砂(粒)状和蜂窝状矿石主要分布在矿层的中部,砾屑状和豆鲕状矿石主要分布在矿层的上部和下部,致密状矿石则主要分布在矿层的底部和顶部。但是各矿石类型并无明显分界,一般呈过渡关系或者呈复合关系。

表6.11 各矿石类型主要化学成分质量分数表

6.8.1.4成矿作用

矿区位于中条古陆与秦岭-大别古陆构成的三门峡-渑池-新安海盆的西北缘,区内受加里东运动的影响,从中奥陶世未至下石炭世,为一漫长的剥蚀间断期。这期间中奥陶统灰岩遭受地表水长期冲刷、溶蚀,形成了准平原地形及岩溶洼地,到晚石炭世地壳开始下沉,以小幅度的震荡运动为主,海水时进时退,海侵平静而缓慢,形成海湾潟湖环境,具备了对成矿有利的古地理条件。

在矿区东北侧为北段村穹窿,南侧为熊耳山隆起区,两地均大面积出露中元古界中性火山岩。这些铝硅酸盐岩,经历长期风化剥蚀及地表水分解,形成脱硅、脱硫、富铁、富铝的残积物,然后经海侵及地表水流的冲刷,使富铝残积物破坏解体,以机械碎屑及胶体溶液形式被搬运到海盆边缘。富铝碎屑物再经水化学分解成胶体状态的含氢氧化铝水溶液,其后以胶体化学沉淀为主,生成早期铝土矿。此外基底灰岩经化学分析,Al2O3质量分数为1.56%~1.87%,也是铝土矿形成物质的潜在来源之一。

区内O2m灰岩剥蚀面,主要受地表水的垂直渗漏及溶蚀作用的影响,逐渐形成岩溶洼地和漏斗状溶坑,是成矿有利地形。当矿区两侧古隆起区的含矿溶液不断地流入剥蚀区充满洼地后,即形成半封闭的涡流区或处于静止状态,这期间基底灰岩中的富碱性溶液经常补充到具有酸性的含铝溶液内,使酸性溶液变成中性时,则开始沉积铝土矿。因此岩溶发育地段是成矿的有利地形。

古陆上中性火山岩和富铝硅酸盐岩,经过漫长的风化、剥蚀以及地表水解,形成富铝硅铁质的残积物,和部分基底岩石风化产物聚合在一起,在岩溶有利地形堆积形成铁质页岩层位,在岩溶高凸部位,没有沉积C2b1铁质页岩。

在C2b1铁质页岩沉积的同时,也遭受风化、剥蚀迁移的影响,起到填平补齐的作用。

其后,从古陆带来大量富铝、硅、铁质残积物和就地基底岩石风化物,以及部分C2b1沉积物的参与,在岩溶发育的地区,在C2b1铁质页岩之上,堆积、沉积了铝土矿、耐火粘土层位C2b2。在物质来源丰富,而且铝质非常高时,则沉积铝土矿;在物质来源贫寡且硅质和铁质与铝质物相差不多时,则沉积了耐火粘土层。砂(粒)状矿石矿物成分简单,表明物质来源单一,经过水流冲洗、筛选,有搬运迁移的特点。豆鲕状、致密状矿石,表明物质来源不足,局部有胶体沉积(如胶状),沉积物中铝质物相对较少,而硅质明显增高,形成贫矿或中等矿。

在堆积、沉积铝土矿的同时,也遭受到风化、剥蚀、破坏、水流搬运、重新胶结,乃至季节的影响,造成复杂成因的砾屑状矿石。铝土矿层,显示了正粒序、递变层理的韵律性。

局部因为物质来源不充足,加之北处地势高凸,没有沉积铝土矿,仅沉积了耐火粘土。一般在岩溶开阔的地域,容易沉积了耐火粘土和铝土矿,特别是岩溶低洼处,沉积铝土矿厚达15~22.8m,有时还伴有耐火粘土沉积。

铝(粘)土矿形成经历漫长的地质阶段,随后也遭受到风化、剥蚀的影响。在晚石炭世时,在铝(粘)土矿层的上部,接受了C2b3一层粘土页岩的沉积,有时相变碳质页岩和煤线,产植物化石丰富。此层层位稳定,厚度薄(0.05~13.33m)。C2b3粘土页岩的沉积对铝(粘)土矿层来说,起到了保护遮挡作用,使矿层不再遭受破坏,有利铝土矿、耐火粘土压实、聚集、富化。

从C2b3粘土页岩沉积条件、环境及化石来看,属于滨海潟湖相沉积型铝土矿床。

6.8.1.5成矿要素

根据支建铝土矿典型矿床研究,归纳总结出该典型矿床成矿要素如表6.12。

表6.12 支建铝土矿床成矿要素表

6.8.1.6成矿模式

通过收集分析支建铝土矿床区资料,进行综合研究,分析成矿地质背景,认为该区古风化壳型铝土矿的形成受三门峡-渑池-新安海盆的控制。晚石炭世地壳小幅度的震荡运动,导致海水时进时退,海侵平静而缓慢,形成海湾潟湖环境。

通过前文对支建铝土矿床含矿岩系特征、矿体特征、矿石特征和成矿作用等的综合研究,在成矿要素研究分析的基础之上,选择支建矿区岩相从剥蚀区—残积带—冲刷堆积带—海湾潟湖相的变化剖面进行成矿模式研究:①在剖面上选择代表不同亚相、不同位置、不同矿体厚度、含矿岩系厚度的探矿工程;②仔细研究比对探矿工程柱状图,突出岩性组合、矿体、顶底板;③把各工程柱状图从剥蚀区—残积带—冲刷堆积带—海湾潟湖相的方向排在一起,并把各柱状图连接起来;④在剖面上标明水平方向和垂直方向的分带情况;⑤在水平分带上说明各分带沉积作用的特点及岩性组合的区别;⑥在垂直分带上说明沉积基底对含矿岩系分布的控制和岩性组合的区别。

经综合研究,支建铝土矿床成矿模式如图6.3所示。支建铝土矿床为古风化壳沉积型矿床,含矿岩系为晚石炭统本溪组,沉积环境为海湾潟湖相,成矿控制因素主要有层位(时代)、基底、构造及古构造、古地貌、古气候和古地理环境、次生作用等。

图6.3 支建沉积型铝土矿成矿模式图

5、古气候判别标志

古气候变化虽很复杂，但它也会在地层中留下痕迹，这些痕迹便成为恢复古气候的基础。判断古气候的标志多种多样，最常用的有岩性、地球化学、矿物学、古生物及古生态、古地磁等特征，下面主要通过研究区上石炭统—二叠系的岩性特征、矿物学特征和地球化学特征等来探讨石炭纪—二叠纪的古气候。

2.4.1.1 岩性组合特征

一般认为，煤层形成于温暖潮湿的气候条件下，而煤层底板的根土岩则是潮湿气候下典型的古土壤层（Cecil,1990）。华北铝土矿是在早古生代碳酸盐岩风化壳的物质基础上，由于晚石炭世湿热气候对粘土物质的铝土化作用，生成三水型铝土矿，并在附近的潟湖和海湾环境中沉积，经多次再沉积和成岩、后生阶段形成现代的铝土矿矿床（吴国炎，1997）。研究区主要发育于上石炭统的铝土质泥岩主要形成于潟湖或潮坪环境，主要为早古生代碳酸盐岩风化壳经搬运沉积所形成，是当时气候炎热潮湿的标志。河南省下二叠统的紫红色及杂色花斑泥岩的矿物学和地球化学特征研究表明，这两种颜色的泥岩并非干旱气候条件下的产物，而是在潮湿气候条件下形成的（尹国勋，1985）。淡水石灰岩和石膏结核以及膏质岩的共同产出，则反映了气候较为炎热干燥（张鹏飞，1990）。古土壤研究表明，不同类型的古土壤也是气候变化的良好标志，如有机土、砖红壤反映湿热或以潮湿为主的气候条件，变性土则反映半湿—半干或半干旱的气候条件，而旱成土则反映了以干旱为主的气候条件（Cecil,1990）。这主要是因为当气候较干旱时，土壤将由于干旱而脱水，使得土壤的盐度增加、石灰累积，氧化性增强，而还原性减弱；当气候转湿，土壤水分增加，元素淋洗加剧，导致元素的迁移与富集，同时土壤将出现沼泽化和潜育化现象（席承藩，1990）。本次研究在石炭系—二叠系中也识别出了7类古土壤，它们在地层中的分布也反映了石炭纪—二叠纪古气候的变化。关于研究区古土壤的详细论述见第六章。

研究区石炭系本溪组底部为一层浅灰色、紫红色鲕状铁质铝土矿，即G 层铝土矿，顶部为一套浅海相石灰岩，并在其下发育一薄煤层。太原组为研究区石炭系—二叠系主要的含煤地层，含煤12层，石灰岩4～6层，以及黑色、深灰色泥岩及粉砂岩，灰色至白色中细砂岩。由于受海侵的影响，气候湿润，地下水水位较高，在河北南部沙坝沟剖面上发育古新成土、古潜育土和古有机土等。

下二叠统山西组由灰色—深灰色泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩及灰白色中细砂岩组成，中下部产煤3～5层，煤层顶板的灰色粉砂岩中含植物化石。中、上部无煤层发育，并在河北南部沙坝沟剖面上发育新成土、潜育土、有机土、氧化土。中二叠统下石盒子组由灰色、灰绿色及紫色花斑状泥岩、粉砂岩、灰绿色灰白色中细砂岩组成，顶部普遍发育一层俗称“桃花泥岩”的紫红色铝土岩，含硅铁质鲕粒及豆粒，下部发育几层厚度较薄的炭质泥岩，含大量植物根化石，个别地区为薄煤层。

上二叠统上石盒子组按岩性特征自下而上可分为四段：①灰绿色、紫灰、杂色花斑泥岩，粉砂岩及灰绿灰白细砂岩互层，在灰色及灰绿色泥岩及粉砂岩中富含植物化石。②巨厚层状白色粗砂岩段，夹灰绿及杂色花斑状粉砂岩。③泥岩粉砂岩段，由暗灰紫色、灰绿色及花色泥岩、铝土质泥岩组成，局部夹蓝绿色或血紫色薄层中砂岩，铝土质泥岩中含锰铁质结核。④由暗紫色、灰绿色泥岩、粉砂岩及灰白色、灰绿色中粗砂岩组成，局部夹紫色薄层砂岩。石千峰组中、下部为酱紫色中细粒钙质砂岩与暗紫色泥质粉砂岩和紫红色泥岩互层，含石膏结核和片状、板状透明石膏晶体。在河北南部沙坝沟剖面上发育旱成土、氧化土、变性土、老成土。

从研究区石炭系—二叠系各地层单元的岩石特征看，晚石炭世到早二叠世早期（山西组沉积早期）气候较为温暖潮湿，早二叠世晚期到中二叠世早期（山西组沉积晚期到下石盒子组沉积期）随着海水的退出，空气湿气减少，仅有少量的炭质泥岩或薄煤层发育，气候为半湿—半干状态，到晚二叠世早期（上石盒子组沉积时期）气候又变得潮湿起来，主要表现在上石盒子组大量发育紫红色、杂色泥岩，它们为半湿半干气候条件下形成的，晚二叠世晚期（石千峰组沉积时期）气候则变得较为炎热、干旱。研究区石炭纪—二叠纪气候呈波动变化，但总体上，则由温湿向干热变化。

2.4.1.2　粘土矿物组合特征

粘土矿物在沉积岩中分布比较普遍，是母岩物质风化作用的产物经搬运沉积形成，气候条件不同，风化产物必然有所差异。一般认为，在潮湿温暖的气候条件下，淋滤作用较强，一些碱金属、碱土金属受淋滤而流失，易形成高岭石。而干冷气候条件下，淋滤作用较弱，不利于碱土元素的淋滤，有利于形成伊利石、绿泥石和蒙脱石（蓝先洪，1990；陈涛，王欢等，2003）。因此，粘土矿物的组合及其质量分数的变化能够反映古气候的变化。

本次研究选择了位于河北省南部临城县竹壁村沙坝沟露头剖面太原组到上石盒子组4层泥岩层的58块泥岩样，在中国石油勘探开发研究院实验中心采用X 射线衍射分析方法，按国家石油天然气行业标准SY/T5163-1995测定了粘土矿物质量分数（原始数据见附表1）。

从分析结果看，粘土矿物主要包括高岭石、伊利石/蒙脱石混层和伊利石，且以高岭石为主。其中，太原组高岭石占67%～90%，平均82%；伊利石/蒙脱石混层占10%～30%，平均16.6%；伊利石占1%～3%，平均2.4%。山西组，高岭石占47%～88%，平均71.8%；伊利石/蒙脱石混层占12%～45%，平均24.9%；伊利石占2%～8%，平均4%。下石盒子组，高岭石占22%～43%，平均30.4%；伊利石/蒙脱石混层占52%～73%；平均64.2%；伊利石占4%～8%，平均5.4%。上石盒子组，高岭石占59%～79%，平均65.4%；伊利石/蒙脱石混层占21%～41%，平均34%；伊利石占1%～5%，平均1.8%（图2.10）。

各时期的粘土矿物组合基本相近，但质量分数变化较大，高岭石质量分数属太原组最高，向上降低，到下石盒子组最低，而到上石盒子组又增高了，伊利石和伊利石/蒙脱石混层质量分数的变化趋势则完全相反。反映了研究区太原组沉积期到上石盒子组沉积期气候的变化，太原组沉积时期风化作用强烈，气候整体上较为温暖潮湿，山西组沉积期风化作用有所减弱，空气湿度降低，到下石盒子组沉积期风化作用最弱，气候变得半湿半干，到上石盒子组沉积期风化作用又增强，气候变得较为温暖潮湿。

图2.10 河北南部沙坝沟剖面粘土矿物质量分数纵向分布特征图Fig.2.10 Clay mineralogy of the Permo—Carboniferous mudstones at Shabagou section in southern Hebei

K—高岭石；I—S—伊利石－蒙皂石混层矿物；I—伊利石

2.4.1.3　地球化学特征

为了对古气候和古环境进行定量分析，对邢台兰羊勘探区2＃、3＃孔钻孔岩心进行了系统采样，并选取了28个黑色泥岩、粉砂质泥岩和紫红色泥岩样品进行常量元素分析，样品经晾干后，磨至200目的粒度，在IC AP9000SP等离子光量计上测试（原始数据见附表2）。

（1）常量元素纵向分布特征

泥岩为母岩风化的产物以悬浮方式搬运至水盆地，以机械方式沉积而成，其成分以粘土矿物为主，次为陆源碎屑矿物、化学沉淀的非粘土矿物以及有机质（张鹏飞，1990）。其主要化学成分组成由母岩风化产物——粘土矿物的类型所确定，因此，常量元素质量分数的变化能够反映母岩的风化程度强弱。w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）在风化壳研究中，常用来指示风化淋溶程度的，其值低说明受风化淋溶程度高，而其值高则表明受风化淋溶程度低。一般情况下，在温暖潮湿的气候条件下，岩石化学风化强度较强，而在干冷的气候条件下，化学风化往往较弱（陈旸，陈骏等，2001）。因此，w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）高时，气候相对干冷，w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）低时，气候相对温暖潮湿。另外，在风化淋滤过程中，由于Mg2＋的活性比Ca2＋的活性差，故岩石中w（MgO）/w（CaO）值高指示风化淋滤弱的干冷气候，值低指示风化淋滤强的温湿气候（王随继，黄杏珍等，1997）。

从图2.11 a可以看出SiO2、Al2O3和TFe2O3（总铁）的质量分数总和从太原组到上石盒子组逐渐增大，SiO2质量分数在山西组下部和下石盒子组中上部相对较高，其他位置稍低，且在太原组纵向上无明显变化，在山西组有向上增大的趋势，而下石盒子组则有相反的变化趋势，上石盒子组也是变化不明显；Al2O3质量分数纵向变化较简单，太原组上部到山西组下部，以及上石河子组中上部较低，其他位置则稍高；而TFe2O3质量分数的变化趋势则与Al2O3基本相反，且质量分数较高的位置分别位于太原组上部到山西组下部，以及上石河子组中上部（图2.11a）。从整体上看，碱金属元素质量分数总量在剖面上有从下向上减小的趋势，但各元素的变化特点又有所不同，K2O质量分数有从太原组向上增大，到山西组后又逐渐向上减小的趋势，到上石盒子组质量分数降至最低；Na2O在整个剖面上无明显的变化，CaO、MgO质量分数在太原组较高，而在太原组以上的地层中则较低，且各组大小相近（图2.11b），CaO除了太原组质量分数较高外，其在下石盒子组中也出现一个次高峰。MgO的变化趋势与CaO很相似，所不同的是其在山西组顶部多出现了一个次高峰。

w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）两条曲线具有较相似的变化趋势，w（SiO2）/w（Al2O3）在太原组中部、山西组中上部和下石盒子组中部值较低，上石盒子组值最高，其他位置次之，w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）也是如此。w（CaO）/w（MgO）值则从太原组向上持续增大，到山西组顶达到最大，之后开始逐渐减小，到上石盒子组减到最小（图2.11c），比较清晰地反映了CaO和MgO质量分数在山西组和下石盒子组相差较大，而在太原组和上石盒子组又趋于接近。由于Ca2＋化学活性较Mg2＋强，在风化过程中易被淋滤。因此，它们之间比值的大小可以较好地反映风化壳的风化程度。

从w（SiO2）/w（Al2O3）、w（SiO2）/w（Al2O3+Fe2O3）、w（CaO）/w（MgO）以及碱金属元素总质量分数在纵向上的

变化趋势可以看出，太原组沉积时期和山西组沉积早期气候较湿热，而山西组沉积晚期到下石盒子组沉积早期气候相对较干冷，下石盒子组沉积晚期到上石盒子组早期气候又变得湿热，在上石盒子组沉积早期末再次出现了短期的干旱后，气候又开始湿热起来。

图2.11 河北南部矿区钻孔2-3＃石炭系、二叠系常量元素质量分数纵向分布特征图Fig.2.11 Geochemical characteristics of the Perm o—Carboniferous mudstones in borehole 2-3#in southern Hebei（TFe2O3represents the total percentage of Fe oxides）

（部分数据来源于窦建伟，1997）

（2）烧失量对古气候的反映

有机质一般在潮湿气候下易于形成和保存，而在氧化或干旱的气候环境下较难形成和保存。因此，有机质质量分数的大小在一定程度上也可反映沉积物形成时的气候条件。烧失量是样品经过高温熔融，扣除水分和二氧化碳气体后样品减少量的相对比值。因此，在一定程度上可反映岩石中有机物质的质量分数。从这一点看，烧失量可以间接地反应古气候变化。从图2.11d中可看出，烧失量总体上有由下向上变小的趋势，同时在太原组中部、山西组下部和下石盒子组中上部有高度不同的峰出现，说明研究区石炭纪—二叠纪总体上气候向不利于有机质形成和保存的气候条件演化，但期间也出现过几次有利于有机质形成和保存的气候条件。所反映的气候条件大致为石炭纪—二叠纪总体上气候由潮湿向干旱演变。

（3）Fe3＋和Fe2＋质量分数对古气候的反映

从上面的常量元素分布特征可以看出，泥岩中总铁质量分数的变化与气候变化具有较好的一致性。高价铁（Fe3+）与低价铁（Fe2+）质量分数测定结果表明，高价铁（Fe3+）质量分数高必然对应于风化程度高，反之则未必（图2.11 a、c、e）；低价铁（Fe2+）质量分数也如此。一般认为，低价铁（Fe2+）是还原条件下的产物，而高价铁（Fe3+）为氧化条件下的产物，它们的质量分数可以反映环境氧化还原性的强弱。但氧化条件不仅可以出现在干燥气候条件下，在湿热气候条件下也可以出现较强烈的氧化环境（尹国勋，1985）。因此，高价铁（Fe3+）与低价铁（Fe2+）的质量分数在一定程度上可以反映气候条件，但必须与其他参数结合起来解释，才能获得较可靠的结论。

6、铝土矿的成因分类

（1）修文式碳酸盐岩古风化壳异地堆积亚型铝土矿矿床，又称碳酸盐岩古风化壳异地堆积亚型铝土矿矿床。其成因与碳酸盐岩喀斯特红土化古风化壳有关。又由于铝土矿与下伏碳酸盐岩基岩之间有数米厚的湖相铁矿扁豆体沉积，铝土矿不是原地堆积的，而是这个已接近干枯的湖泊附近的红土化风化壳异地迁移来堆积成的。该类矿床以贵州修文县小山坝铝土矿矿床较为典型。由于下伏基岩是碳酸盐岩，因此由风化作用形成的是富铝钙红土残坡积层，一般说侵蚀间断时间越长，即风化作用时间越长，由风化作用形成的残坡积富铝钙红土层越多、越厚，生成的铝土矿物越多，粘土矿物越少，矿石品位越富，矿层厚度也越大。
（2）新安式碳酸盐古风化壳原地堆积亚型铝土矿矿床，又称碳酸盐岩古风化壳原地堆积亚型铝土矿床，以河南新安张窑院铝土矿床较为典型。这类矿床的铝土矿直接覆在碳酸盐岩的喀斯特侵蚀面上，是原地堆积的，许多情况下是堆积在喀斯特溶洞、溶斗中，矿体不长(几百m)，但厚度较大(40～60m)。如果侵蚀间断时间短暂，一般只形成钙红土残积层，略有迁移搬运现象，这种矿石质量虽然稍贫，但矿层稳定，厚度变化小。
（3）平果式碳酸盐岩古风化壳原地堆积-现代喀斯特堆积亚型铝土矿矿床。又称碳酸盐古风化壳原地堆积-近代喀斯特堆积亚型铝土矿床。该矿床的层状矿之上覆及下伏基岩数百米厚度范围以内均为石灰岩，经过第四纪喀斯特化，石灰岩、铝土矿石再风化成钙红土及铝土矿石碎块坠落成堆积矿石。这类堆积矿的形成条件主要是：有一定规模的层状矿、有适宜的气候条件、矿层上下要有较厚的石灰岩，以及矿层直接顶、底板粘土页岩较薄。
（4）遵义式铝硅酸盐岩古风化壳原地堆积亚型铝土矿矿床。又称铝硅酸盐古风化壳原地堆积亚型铝土矿床，下伏基岩是细碎屑岩或基性火山岩，是下伏基岩红土化风化壳原地堆积(少数坡积)的铝土矿床。这类矿床的成矿规律是：首先与下伏基岩有过渡现象，与上覆地层有侵蚀间断面，因此厚度变化大，无矿天窗较多；其次，矿层厚度及矿体规模大小、矿石品位贫富，取决于成矿时侵蚀间断时间的长短及下伏基岩的性质是否容易风化。如果侵蚀间断时间长，被侵蚀风化的下伏基岩多数是细碎屑岩、粘土页岩，只有一部分是碳酸盐岩，往往矿层厚、规模大、矿石品质佳，但随之无矿天窗增多。如果被侵蚀风化的下伏基岩是较易风化的玄武岩，则矿层厚度及矿体规模可能较大，矿石也可能较富。如果下伏基岩虽然是较易风化的玄武岩，但成矿时侵蚀间断时间过于短暂，风化作用不彻底，则矿层厚度、矿体规模及矿石品质均难符合理想。

7、古气候条件

铝土矿的形成需要地表抄岩石彻底的红土化,而红土化需要在低纬度炎热潮湿的气候条件下才能形成。辛尼钦(1976)认为,地表岩石红土化的最优气候条件为:①年平均气温26℃;②最热月份的平均气温30℃;③最冷月份的平均气温20℃;④平均日气温的年累计值:9000~10000℃;⑤有雨月份数:10~11个月;⑥干燥月份数:1~2个;⑦年降雨量:1200~1500mm;⑧气候类型:热带季风。袭

通常这种湿热气候存在于低纬度地区。据统计,世界上铝土矿的分布范围基本上都在小于30°的低纬度区,如印度、牙买加、百圭亚那的铝土矿。现代形成的所罗门岛产于碳酸盐岩台地上的钙红土型铝土矿也在赤道附近。

河南省地质局地质科学研究所对河南部分地区的铝土矿石和砂岩、铁铝质粘土岩采集的古地磁样品予以测试,经计算得知晚石炭世时河南中部位于北纬6.9°~33.82°(表6.1),属低纬度热带-亚热度带地区。

表6.1 河南石炭纪古地磁样品测试结果统计表

(据河南省地质局地质科学研究所,1984;转引自吴国炎等,1996)

8、铝土矿的主要用途

铝矾土的用途

铝矾土的作用主要分为两个方面，一个是金属、另外一个就是非金属。

金属方面

金属方面铝矾土的主要作用就是生产铝，毕竟金属铝在自然界中几乎不会以自然铝的形式存在，不是氧化物就是氢氧化物，而铝又是世界上仅此于钢铁位居二位重要的金属，所以理所当然的，分布范围很广的铝矾土自然而然的就成为提炼铝的原材料了。

非金属方面

1、作耐火材料：铝矾土熟料在工业上是常见耐火材料和防腐材料，其能忍耐的高温在1700度左右，在一些电炉和高炉上，其耐火性能比普通的黏土耐火砖要好的多。

2、做铸造涂料：将铝矾土熟料加工成细粉后做成各种铸造涂料，如消失模铸造涂料等等，可用于军事、航天、仪表等方面。

3、作为浇注料：将镁砂和矾土熟料作为原料，加入适当结合剂，用于浇注盛钢桶整体桶衬作用很不错。

4、可用于制造研磨材料、矾土水泥、陶瓷工业以及化学工业可制铝的各种化合物。

铝矾土的价格

铝矾土的价格一般情况下每吨是几百元到上千元不等，根据粒度、等级的不同进行划分，当然其作用也是不一样的，具体得视情况而定。

9、铝土是矿产么

是的

铝土矿实际上是指工业上能利用的，以三水铝石、一水软铝石或一水硬铝石为主要矿物所组成的矿石的统称。铝土矿的应用领域有金属和非金属两个方面，是生产金属铝的最佳原料，也是最主要的应用领域，其用量占世界铝土矿总产量的90%以上。铝土矿在非金属方面的用量所占比重虽小，但用途却十分广泛。
　铝土矿实际上是指工业上能利用的，以三水铝石、一水软铝石或一水硬铝石为主要矿物所组成的矿石的统称。它的应用领域有金属和非金属两个方面。 铝土矿是生产金属铝的最佳原料，也是最主要的应用领域，其用量占世界铝土矿总产量的90%以上。 铝土矿
铝土矿的非金属用途主要是作耐火材料、研磨材料、化学制品及高铝水泥的原料。铝土矿在非金属方面的用量所占比重虽小，但用途却十分广泛。例如：化学制品方面以硫酸盐、三水合物及氯化铝等产品可应用于造纸、净化水、陶瓷及石油精炼方面；活性氧化铝在化学、炼油、制药工业上可作催化剂、触媒载体及脱色、脱水、脱气、脱酸、干燥等物理吸附剂；用r-Al2O3生产的氯化铝可供染料、橡胶、医药、石油等有机合成应用；玻璃组成中有3%～5%Al2O3可提高熔点、粘度、强度；研磨材料是高级砂轮、抛光粉的主要原料；耐火材料是工业部门不可缺少的筑炉材料。 金属铝是世界上仅次于钢铁的第二重要金属，1995年世界人均消费量达到3.29kg。由于铝具有比重小、导电导热性好、易于机械加工及其他许多优良性能，因而广泛应用于国民经济各部门。目前，全世界用铝量最大的是建筑、交通运输和包装部门，占铝总消费量的60%以上。铝是电器工业、飞机制造工业、机械工业和民用器具不可缺少的原材料。 重点讨论的是生产金属铝的铝土矿及其矿床。至于作耐火粘土用的铝土矿及其矿床见非金属矿“耐火粘土”中讨论。
编辑本段主要成分
三水铝石（Gibbsite）Al(OH)3三水铝石是铝的氢氧化物结晶水合物，在铝土矿中它是 铝土矿
主要的成分。三水铝石的晶体极细小，晶体聚集在一起成结核状、豆状或土状，一般为白色，有玻璃光泽，如果含有杂质则发红色。它们主要是长石等含铝矿物风化后产生的次生矿物。 化学组成为Al(OH)3﹑晶体属单斜晶系P21/n空间群的氢氧化物矿物。与拜三水铝石(bayerite)和诺三水铝石(nordstrandite)成同质多象。旧称三水铝矿或水铝氧石。以矿物收藏家C.G.吉布斯(Gibbs)的姓于1822年命名。晶体结构与水镁石相似，由夹心饼干式的(OH)-Al-(OH)配位八面体层平行叠置而成﹐只是Al3+不占满夹层中的全部八面体空隙，仅占据其中的2/3。三水铝石的晶体一般极为细小，呈假六方片状，并常成双晶，通常以结核状﹑豆状﹑土状集合体产出。白色，或因杂质染色而呈淡红至红色。玻璃光泽﹐解理面显珍珠光泽。底面解理极完全。摩斯硬度2.5～3.5﹐比重2.40。三水铝石主要是长石等含铝矿物化学风化的次生产物﹐是红土型铝土矿的主要矿物成分。但也可为低温热液成因。俄罗斯南乌拉尔的兹拉托乌斯托夫斯克的热液脉中产出有达5厘米大小的晶体。用途见铝土矿。
编辑本段形态特性
铝土矿（晶体化学）理论组成(wB%)：Al2O365.4，H2O34.6。常见类质同像替代有Fe和Ga，Fe2O3可达2%，Ga2O3可达0.006%。此外，常含杂质CaO、MgO、SiO2等。 单斜晶系：a0=0.864nm，b0=0.507nm，c0=0.972nm；Z=8。晶体结构 铝矾土
与水镁石相似，属典型的层状结构。不同者是Al3仅充填由OH-呈六方最紧密堆积层(∥(001))相间的两层OH-中2/3的八面体空隙，因为Al3具有比Mg2高的电荷，故以较少的Al3数即可平衡OH-的电荷。 斜方柱晶类：C2h-2/m(L2PC)。晶体呈假六方板状，极少见。主要单形：平行双面a、c，斜方柱m。常依(100)和(110)成双晶。常见聚片双晶。集合体呈放射纤维状、鳞片状、皮壳状、钟乳状或鲕状、豆状、球粒状结核或呈细粒土状块体。主要呈胶态非晶质或细粒晶质。 物理性质：白色或因杂质呈浅灰、浅绿、浅红色调。玻璃光泽，解理面珍珠光泽。透明至半透明。解理极完全。硬度2.5~3.5。相对密度2.30~2.43。具泥土臭味。偏光镜下，无色。二轴晶。Ng=1.587，Nm=Np=1.566。 产状与组合：主要由含铝硅酸盐经分解和水解而成。热带和亚热带气候有利于三水铝石的形成。在区域变质作用中，经脱水可转变为软水铝石、硬水铝石（140~200℃）；随着变质程度的增高，可转变为刚玉。
编辑本段资源特点
中国铝土矿除了分布集中外，以大、中型矿床居多。储量大于2000万t的大型矿床共有31个，其拥有的储量占全国总储量的49%；储量在2000～500万吨之间的中型矿床共有83个，其拥有的储量占全国总储量的37%，大、中型矿床合计占到了86%。 铝土矿
中国铝土矿的质量比较差，加工困难、耗能大的一水硬铝石型矿石占全国总储量的98%以上。在保有储量中，一级矿石(Al2O360%～70%，Al/Si≥12)只占1.5%，二级矿石(Al2O351%～71%，Al/Si≥9)占17%，三级矿石(Al2O362%～69%，Al/Si≥7)占11.3%，四级矿石(Al2O3>62%，Al/Si≥5)占27.9%，五级矿石(Al2O3>58%，Al/Si≥4)占18%，六级矿石(Al2O3>54%，Al/Si≥3)占8.3%，七级矿石(Al2O3>48%，Al/Si≥6)占1.5%，其余为品级不明的矿石。 中国铝土矿的另一个不利因素是适合露采的铝土矿矿床不多，据统计只占全国总储量的34%。与国外红土型铝土矿不同的是，中国古风化壳型铝土矿常共生和伴生有多种矿产。在铝土矿分布区，上覆岩层常产有工业煤层和优质石灰岩。在含矿岩系中共生有半软质粘土、硬质粘土、铁矿和硫铁矿。铝土矿矿石中还伴生有镓、钒、锂、稀土金属、铌、钽、钛、钪等多种有用元素。在有些地区，上述共生矿产往往和铝土矿在一起构成具有工业价值的矿床。铝土矿中的镓、钒、钪等也都具有回收价值。 中国铝土矿，地质工作程度比较高，截至1994年底，中国铝土矿保有储量中属于勘探阶段的占32.5%，属于详查阶段的占55.8%，两者合计，详查以上工作程度的储量占全国总保有储量的88.3%。
编辑本段发现过程
铝元素是在1825年由丹麦物理学家H.C.奥尔斯德(H.C.Oersted)使用钾汞齐与氯化铝交互作用获得铝汞齐，然后用蒸馏法除去汞，第一次制得金属铝而发现的。金属铝的生产，初期是 铝土矿
化学法。即1854年法国科学家H.仙克列尔戴维里(H.SainteClaireDiwill)创立的钠法化学法和1865年俄国物理化学家H.H.别凯托夫(Н。Н.Бекетов)创立的镁法化学法。法国于1855年采用化学法开始工业生产，是世界最早生产铝的国家。铝土矿的发现(1821年)早于铝元素，当时误认为是一种新矿物。从铝土矿生产铝，首先需制取氧化铝，然后再电解制取铝。铝土矿的开采始于1873年的法国，从铝土矿生产氧化铝始于1894年，采用的是拜耳法，生产规模仅每日1t多。到了1900年，法国、意大利和美国等国家有少量铝土矿开采，年产量才不过9万吨。随着现代工业的发展，铝作为金属和合金应用到航空和军事工业，随后又扩大到民用工业，从此铝工业得到了迅猛发展，到1950年，全世界金属铝产量已经达到了151万吨，1996年增至2092万吨，成为仅次于钢铁的第二重要金属。
编辑本段成因规律
按照廖士范等人的意见，中国铝土矿矿床可分为古风化壳型铝土矿矿床和红土型铝土矿矿床。 中国古风化壳型铝土矿矿床的形成经历了三个阶段。第一阶段是陆生阶段，是在大气条件下由风化作用形成含有铝土矿矿物、粘土矿物、氧化铁矿物等的残、坡积富铝风化壳物质， 铝土矿
例如钙红土层、红土层或红土铝土矿，此阶段为大气条件下原地残积、堆积或异地堆积阶段；第二阶段是富铝钙红土层、红土层或红土铝土矿为海水(或湖水)淹没阶段，有的立即为海水(或湖水)淹没，有的则经过一定时间的岩化作用以后才为海水(或湖水)淹没，逐渐深埋地下，经过一段时期的成岩后生作用演变改造后形成原始铝土矿层；第三阶段是表生富集阶段，是原始铝土矿层随地壳抬升到地表浅部后由于地表水或地下水的改造作用，使硅质淋失、铝质富集，形成品位较富的有工业价值的铝土矿矿床。中国古风化壳型铝土矿主要形成于石炭纪。本类型铝土矿矿床的形成，都与侵蚀间断面的古风化壳有关。一般来说，侵蚀间断时期长的，特别是下伏基岩是碳酸盐岩或含铝质多也较易风化的基性喷出岩(例如玄武岩)，所形成的矿床往往矿石品位富，矿层厚，矿体规模大。 至于红土型铝土矿矿床，一般认为是现代气候条件下由含铝岩石经风化作用形成的。红土型铝土矿矿床只有一个亚类，称漳浦式红土型铝土矿床，是第三纪到第四纪玄武岩经过近代(第四纪)风化作用形成的铝土矿床，其储量很少，仅占中国铝土矿总储量的1.17%。中国现代红土型铝土矿主要形成在低纬度地区，如福建、海南及广东一些地区。这些地区天气炎热、雨量充沛，又有易于风化的玄武岩，故能形成现代红土型铝土矿。至于中国的南沙群岛、中沙群岛虽然也在低纬度，有形成铝土矿的气候，但这些岛屿上升为陆的时间不长，仅1～3万年，经受风化作用的时间短，故难以形成铝土矿矿床。
编辑本段成因规律分类
（1）修文式碳酸盐岩古风化壳异地堆积亚型铝土矿矿床，又称碳酸盐岩古风化壳异地堆积亚型铝土矿矿床。其成因与碳酸盐岩喀斯特红土化古风化壳有关。又由于铝土矿与下伏碳酸盐岩基岩之间有数米厚的湖相铁矿扁豆体沉积，铝土矿不是原地堆积的，而是这个已接近干枯的湖泊附近的红土化风化壳异地迁移来堆积成的。该类矿床以贵州修文县小山坝铝土矿矿床较为典型。由于下伏基岩是碳酸盐岩，因此由风化作用形成的是富铝钙红土残坡积层，一般说侵蚀间断时间越长，即风化作用时间越长，由风化作用形成的残坡积富铝钙红土层越多、越厚，生成的铝土矿物越多，粘土矿物越少，矿石品位越富，矿层厚度也越大。 （2）新安式碳酸盐古风化壳原地堆积亚型铝土矿矿床，又称碳酸盐岩古风化壳原地堆积亚型铝土矿床，以河南新安张窑院铝土矿床较为典型。这类矿床的铝土矿直接覆在碳酸盐岩的喀斯特侵蚀面上，是原地堆积的，许多情况下是堆积在喀斯特溶洞、溶斗中，矿体不长(几百m)，但厚度较大(40～60m)。如果侵蚀间断时间短暂，一般只形成钙红土残积层，略有迁移搬运现象，这种矿石质量虽然稍贫，但矿层稳定，厚度变化小。 （3）平果式碳酸盐岩古风化壳原地堆积-现代喀斯特堆积亚型铝土矿矿床。又称碳酸盐古风化壳原地堆积-近代喀斯特堆积亚型铝土矿床。该矿床的层状矿之上覆及下伏基岩数百米厚度 铝土矿
范围以内均为石灰岩，经过第四纪喀斯特化，石灰岩、铝土矿石再风化成钙红土及铝土矿石碎块坠落成堆积矿石。这类堆积矿的形成条件主要是：有一定规模的层状矿、有适宜的气候条件、矿层上下要有较厚的石灰岩，以及矿层直接顶、底板粘土页岩较薄。 （4）遵义式铝硅酸盐岩古风化壳原地堆积亚型铝土矿矿床。又称铝硅酸盐古风化壳原地堆积亚型铝土矿床，下伏基岩是细碎屑岩或基性火山岩，是下伏基岩红土化风化壳原地堆积(少数坡积)的铝土矿床。这类矿床的成矿规律是：首先与下伏基岩有过渡现象，与上覆地层有侵蚀间断面，因此厚度变化大，无矿天窗较多；其次，矿层厚度及矿体规模大小、矿石品位贫富，取决于成矿时侵蚀间断时间的长短及下伏基岩的性质是否容易风化。如果侵蚀间断时间长，被侵蚀风化的下伏基岩多数是细碎屑岩、粘土页岩，只有一部分是碳酸盐岩，往往矿层厚、规模大、矿石品质佳，但随之无矿天窗增多。如果被侵蚀风化的下伏基岩是较易风化的玄武岩，则矿层厚度及矿体规模可能较大，矿石也可能较富。如果下伏基岩虽然是较易风化的玄武岩，但成矿时侵蚀间断时间过于短暂，风化作用不彻底，则矿层厚度、矿体规模及矿石品质均难符合理想。
编辑本段主要用途
铝土矿矿石用途多样： (1)炼铝工业。用于国防、航空、汽车、电器、化工、日常生活用品等。 (2)精密铸造。矾土熟料加工成细粉做成铸模后精铸。用于军工、航天、通讯、仪表、机械及医疗器械部门。 高铝水泥
(3)用于耐火制品。高铝矾土熟料耐火度高达1780℃，化学稳定性强、物理性能良好。 (4)硅酸铝耐火纤维。具有重量轻，耐高温，热稳定性好，导热率低，热容小和耐机械震动等优点。用于钢铁、有色冶金、电子、石油、化工、宇航、原子能、国防等多种工业。它是把高铝熟料放进融化温度约为2000～2200℃的高温电弧炉中，经高温熔化、高压高速空气或蒸汽喷吹、冷却，就成了洁白的“棉花”——硅酸铝耐火纤维。它可压成纤维毯、板或织成布代替冶炼、化工、玻璃等工业高温窑炉内衬的耐火砖。消防人员可用耐火纤维布做成衣服。 (5)以镁砂和矾土熟料为原料，加入适当结合剂，用于浇注盛钢桶整体桶衬效果甚佳。 (6)制造矾土水泥，研磨材料，陶瓷工业以及化学工业可制铝的各种化合物。 其中最重要的用途是：铝工业中提炼金属铝、作耐火材料和研磨材料，以及用作高铝水泥原料。矿石用途不同，其质量要求各异。中国有色金属工业总公司1994年发布的铝土矿石的行业标准(YS/T78-94)。按照该标准将铝土矿分成沉积型一水硬铝石、堆积型一水硬铝石及红土型三水铝石三大类型，并按化学成分分为LK12-70、LK8-65、LK5-60、LK3-53、LK15-60、LK11-55、LK8-50、LK7-50、LK3-40等九个牌号。该标准除了对铝土矿的化学成分作出了规定外，还要求沉积型一水硬铝石的水分不得大于7%，堆积型一水硬铝石和红土型三水铝石的水分不得大于8%。此外要求铝土矿石的粒度不得大于150mm。铝土矿石不得混入泥土、石灰岩等杂物。
编辑本段种类分布
基本类型 亚类型 主要分布地区
一水型铝土矿 1）水铝石-高岭石型（D-K型） 山西、山东、河北、河南、贵州
一水型铝土矿 2）水铝石-叶蜡石型（D-P型） 河南
一水型铝土矿 3）勃姆石-高岭石型（B-K型） 山东、山西
一水型铝土矿 4）水铝石-伊利石型（D-I型） 河南
一水型铝土矿 5）水铝石-高岭石-金红石（D-K-R型） 四川
三水型铝土矿 三水铝石型（G型） 福建、广东

编辑本段典型矿床
贵州修文小山坝铝土矿矿区
修文小山坝铝土矿矿区1957年开始勘探，累计探明铝土矿2026.4万吨，矿石平均品位为67.91%。1979年五龙寺矿区开始投产，矿层呈似层状，产状平缓，倾角5°～10°，向北东倾斜。
山西孝义克俄铝土矿床
最早1960年对克俄铝土矿床克俄矿段进行勘探，随后又对卜家峪等矿段进行了勘探，共累计探明铝土矿6265.6万吨，矿石平均品位为64.36%。1986年山西铝厂开始对孝义铝土矿进行开采。矿石类型有致密状、粗糙状和豆鲕状三种。
河南新安张窑院铝土矿矿床
该矿床1961～1964年以耐火粘土矿进行勘探，1966年开始投产。累计探明铝土矿949.7万吨。含矿层的地质时代与山西孝义克俄矿床的时代相同，均属晚石炭世本溪期。
广西平果铝土矿矿床
该矿区面积有1750km2，在层状矿体分布132km长的范围内均有堆积矿石。最早1959～1961年对原生矿进行勘探。因原生矿含硫高不能利用，1974年转对堆积矿进行勘探，前后一共累计探明铝土矿储量达12609.8万t，平均品位64.69%。由于层状矿石含硫太高(1.5%～7%)，工业尚难利用。
贵州遵义苟江铝土矿矿床
该矿1989年进行勘探，探明储量达1112万吨，矿石平均品位为53.62%。矿层产出形状复杂，无矿天窗多，含矿系数较小，约0.5左右。这些岩层原地红土化剥蚀成铝土物质、粘土矿物等风化壳物质于原地堆积，少部分是附近的风化壳铝土矿物、粘土矿物由于坡积的作用略有迁移堆积而成。
海南蓬莱铝土矿矿床
该矿床是现代红土型铝土矿矿床，1959～1961年进行普查勘探，1975年对罗本5、6号等9个矿体又进行了勘探，共累计探明铝土矿储量达2190.6万吨，平均品位44.4%。铝土矿分布在平缓山丘的山顶上，海拔高程约30～60m，为第三纪到第四纪的玄武岩风化红土型三水铝石铝土矿矿床。
山东淄博王村铝土矿
王村铝土矿位于淄博盆地的西北部。1956年对其进行详查，1964～1965年进行初勘和详勘工作。1958年开始露采，1967年结束。1965年作开拓基建，1966年投产。该矿累计探明铝土矿294.5万吨，为一小型矿床。
编辑本段开发基地
贵州是中国铝土矿的主要产区，储量约占全国的1/5，其中，清镇、修文两地的铝土矿储量最多、品位最高。铝土矿加工后可用于制造水泥、耐火材料，还可以用于铝工业、有色金属冶炼和磨料磨具工业等。 该铝土采掘及深加工基地依靠的清镇麦格矿山，系贵阳耐火材料厂的矿山。2007年6月，深圳一公司成功收购政策性破产企业——贵阳耐火材料厂整体财产。按照“盘活存量、优化增量”的原则，该公司已投入近两亿元对清镇麦格矿山进行开发。预计到2009年底，该公司在贵州将形成综合生产能力40．4万吨/年的产能，可实现销售收入3．1亿元，进而成为中国长江以南及中西南地区最大的耐火材料精加工企业。 贵阳耐火材料厂位于清镇市麦格乡的铝土采掘及深加工基地开工建设。建设3条年产6万吨高铝熟料回转窑生产线，成为贵州省最大的铝土深加工基地。贵州有望成为中国最大的铝土矿深加工基地。
编辑本段矿业简史
中国铝土矿的普查找矿工作最早始于1924年，当时由日本人板本峻雄等对辽宁省辽阳、山东省烟台地区的矾土页岩进行了地质调查。此后，日本人小贯义男等人，以及中国学者王竹泉、谢家荣、陈鸿程等先后对山东淄博地区、河北唐山和开滦地区，山西太原、西山和阳泉地区，辽宁本溪和复州湾地区的铝土矿和矾土页岩进行了专门的地质调查。中国南方铝土矿的调查始于1940年，首先是边兆祥对云南昆明板桥镇附近的铝土矿进行了调查。随后，1942～1945年，彭琪瑞、谢家荣、乐森王寻等人，先后对云、贵、川等地铝土矿、高铝粘土矿进行了地质调查和系统采样工作。总起来说，新中国成立以前的工作多属一般性的踏勘和调查研究性质。 铝土矿真正的地质勘探工作是从新中国成立后开始的。1953～1955年间，冶金部和地质部的地质队伍先后对山东淄博铝土矿、河南巩县小关一带铝土矿(如竹林沟、茶店、水头及钟岭等矿区)、贵州黔一带铝土矿(如林夕、小山坝、燕垅等矿区)、山西阳泉白家庄矿区，等等，进行了地质勘探工作。但是，由于缺少铝土矿的勘探经验，没有结合中国铝土矿的实际情况而盲目套用原苏联的铝土矿规范，致使1960～1962年复审时，大部分地质勘探报告都被降了级，储量也一下减少了许多。1958年以后，中国对铝土矿的勘探积累了一定的经验，在大搞铜铝普查的基础上，又发现和勘探了不少矿区，其比较重要的有：河南张窑院、广西平果、山西孝义克俄、福建漳浦、海南蓬莱等等铝土矿矿区。 中国铝土矿的开采最早始于1911年，当时日本人首先对中国辽宁省复州湾铝矾土矿进行开采，随后1925～1941年又对辽宁省辽阳、山东烟台矿区A、G两层铝土矿进行开采，以上开采多用作耐火材料。1941～1943年日本人对山东省淄博铝土矿湖田和沣水矿区的田庄、红土坡矿段进行了开采，矿石作为炼铝原料。后来台湾铝业公司也曾进行过小规模开采供炼铝用。 中国铝土矿大规模开发利用是从新国以后开始的。1954年首先恢复以前日本人曾小规模开采过的山东沣水矿山。1958年以后在山东、河南、贵州等省先后建设了501、502、503三大铝厂，为了满足这三大铝厂对铝土矿的需求，在山东、河南、山西、贵州等省建成了张店铝矿、小关铝矿、洛阳铝矿、修文铝矿、清镇铝矿、阳泉铝矿等铝矿原料基地。 进入20世纪80年代，特别是1983年国有色金属工业总公司成立以后，中国铝土矿的地质勘探和铝工业得到了迅速发展，新建和扩建了以山西铝厂、贵州铝厂为代表的一批大型铝厂，使原铝产量由1954年的不足2000吨，发展到了90年代的187万吨。建立了从地质、矿山到冶炼加工一整套完整的铝工业体系，铝金属及其加工产品基本可满足中国经济建设的需要。
编辑本段发展现状
据美国矿业局《MineralCommoditySummaries》1996年资料，全世界铝土矿储量为230亿t，储量基础为280亿t，其中铝土矿资源比较丰富的国家有：澳大利亚(储量基础79亿t)、几内亚(储量基础59亿t)、巴西(储量基础29亿t)、牙买加(储量基础20亿t)、印度(储量基础12亿t)、匈牙利(储量基础9亿t)。中国铝土矿的数量和质量都不及上述国家，如以A+B+C级储量(工业储量)和这些国家的储量基础相比，远在它们之后。 整体上来看，中国铝土矿资源较为丰富，铝土矿保有基础储量在世界上居第七位，储量在世界上居第八位。截至到2006年保有的资源储量为27.76亿吨，其中储量5.42亿吨，基础储量7.42亿吨，资源量20.35亿吨，主要分布在山西、河南、广西、贵州4省区，其资源储量占全国的90.26%，其中山西占35.9%、河南占20.6%、广西占18.37%、贵州占15.39%。另外，重庆、山东、云南、河北、四川、海南等15个省市也有一定的资源储量，但其合量仅占中国的10%。 1995年中国总共产铝土矿矿石640万t，除了有色系统的国有矿山企业外，中国乡镇集体矿山企业和个体采矿点也大量开采铝土矿，但其产量不稳定。中国氧化铝和铝金属的产量近年来增长很快。1996年分别达到254.62万t和190.07万t，与1985年相比增长了近2.5倍和4倍。铝材的产量增长得更快，1985年才31.00万t，1996年增加到162.01万t，增长35倍多(表3.9.10)。 铝土矿主要用于氧化铝工业和高铝熟料行业等，2003年二者的用量几乎相等。根据2003年主要省区铝土矿产量中用于氧化铝的比例，可以估算出铝土矿资源储量中可用于氧化铝工业的资源储量。 此外，考虑到氧化铝的最佳承载能力必须立足于现实，即必须考虑高铝熟料等行业对铝土矿的需求。因此以铝土矿资源部分用于氧化铝生产的承载能力来评估各省氧化铝的生产规模比较合适。随着中国电解铝规模的过度扩张，氧化铝供应短缺矛盾日益突出，进口猛增，价格大幅上涨，产品利润剧增。在经济利益驱动下，河南、山西等部分拥有铝土矿资源的省份掀起了地方建设氧化铝企业的热潮，据统计，河南、山西、山东等地都在大上氧化铝厂，在建和拟建的项目有29处之多，规划总规模达超过2000万吨/年，加上现有氧化铝生产规模总规模超过了3000万吨/年
编辑本段藏品信息（中国地质博物馆）
中国地质博物馆铝土矿藏品图片
 图片描述：此图为中国漳浦东吴山的铝土矿卵石（Bauxite scree）的标本照片。黄褐色，隐晶质结构，蜂窝状构造。主演矿物组成为铝土矿。[1]
保存单位：中国地质博

10、古气候恢复方法

在古地理分析中，古气候分析也占有很重要的地位，因为气候条件影响到各种地质作用及沉积物和沉积矿产的形成。特别是古气候的再造有助于发现和评价煤、铁、锰、铝土矿、盐类等矿产。确定古气候可采用化学的、古生物的及沉积学的方法，最能反映古气候的标志还是古植物及岩石矿物的特征。

2.7.1古生物标志

植物受气候的影响显著，阳光、热量和水对植物的生存有着重要的生态意义。喜光植物中机械组织发育较强，茎节短，叶较厚;生长于阴暗地方的植物具有较细薄和柔软的叶子，机械组织发育较弱，具有长节的干茎。炎热而潮湿的气候下生长的植物有一个特点，就是叶子很大但未分开，叶子上面盖着一层紧密的皮，尾端拖得很长。在缺乏季节性的炎热而潮湿的气候带，树木的年轮不明显;而在温带和在干燥季节与潮湿季节的交替带(热带草原型)，年轮则很明显。温带潮湿带的树木，树叶一般薄而细致，比较小，常常带有锯齿状的边。干燥地带的植物，常见叶子窄小，呈草状，有时变为刺，或者相反，叶子多汁，叶肉厚实，有时还有含大量水分的茎。根系发育很好是干燥气候的植物的特点。

整个古生代植物群(其中包括晚古生代的)曾是耐阴植物群，中生代的植物群已经是需要阳光了，新生代植物群在强的阳光下生长。潮湿的热气候促使植物繁茂生长，形成巨大木本植物群。潮湿的程度决定着植物群的生态类型和植物的形态解剖特点。过度潮湿地区的植物，一般来说，具有巨大的树干、宽阔的叶片、弱而浅的根部系统，通气组织高度发育以及有强烈的蒸发性能，而干旱地区生长的植物则相反。例如蕨类植物中的石松植物，现代的石松植物全为喜阴湿的草本，而在晚古生代，除了初期发展阶段以草本为主外，自晚泥盆世起小乔木就开始普遍发育，至石炭纪，在当时的热带区，都为高达几十米的乔木，生长于湿热的滨岸低地或沼泽中，以发达平展的根座固着，茎表面的通气组织发育;温带区的乔木，相对个体小。晚石炭世至二叠纪，地壳表面干旱环境渐增，鳞木目的有些种类，例如Sigillaria(封印木)就有相应的生态变异，茎相对粗短些，分枝减少。在中生代早、中三叠世普遍干旱的环境下，残留的木本石松肋木表现了最典型的旱生结构，其植物体向简化方向发展，茎干粗短，不分枝，叶数目减少而且上部弱化。显然，植物对气候的依赖关系在古气候中也显示出来了，所以利用古植物群的类型及植物的生态特征，可作为古气候的极好标志。

对古气候的再造来说，孢粉资料最为重要，因为某种程度上孢子和花粉比生长部分的植物化石保存得多，总体来说，能反映出古植物群落成分的特性。在一定的环境下，有一定的植物群落，就有相应的孢粉组合。如若在某一地层中发现大量的木兰树、樟树、山龙眼树及冬青树等亚热带和热带植物的花粉，则当时一定是湿热多雨的气候;反之，若在地层内发现大量麻黄、菊科、藜科的花粉，则说明当时是干旱少雨的大陆性气候。地层中有大量针叶树或冷杉的花粉，当时必然是处于高山环境，相反，出现大量水生植物如菱、睡莲等花粉时，当时的环境必然是湖泊、河流或沼泽。由于孢粉能传播得很远，不同地区的孢粉可能互相干扰，因此，必须详细统计各种属孢粉的百分含量，作出孢粉谱，找出其中优势的种属，才能更准确地反映古气候环境。

研究第四纪气候变化常采用“草原指数”(SI)这一概念，SI=草本植物孢粉/(草本植物孢粉+木本植物孢粉)。草本主要是寒带草原植物，冰期沉积时含量可达90%～100%，间冰期沉积则含量很少，而以温带木本植物(如橡树、松树)孢粉为主。用SI统计资料编制曲线可准确地反映第四纪古气候的变化(图2.36)，并可恢复冰期和间冰期的次数。

气候也能在海生动物群的多样性上造成极大的差异。从分类成分来看，温水中的生物界有时比冷水中的生物界丰富几十倍。例如，在印度尼西亚，海生动物约有40000种，在地中海约有8000种，而在高纬度地区往往只有400种左右。远洋的有孔虫在热带达20种，而在冷水中总共只有1～2种。但水域中动物的多样性还取决于盐度和其他一系列因素，不容易查明形成分类成分特点的真正原因。

图2.36 草原指数(SI)曲线(据许靖华，1979)

气候的差异往往可在近似型的动物的大小上反映出来(伯格曼或称伯氏定律)。体内具有稳定高温的温血动物(哺乳动物、鸟类)，在炎热气候中必须放出多余的热;而在寒冷气候中，则尽可能地保存体内热量。所以，温血动物在寒冷地区体积变大，而在炎热地区变小。因此，从高纬度地区到热带，可见温血动物的尾巴、耳朵、成对的肢体逐渐变长变大，从而放出热来。但是，例外也并不少见，因而给利用生物的上述特点进行古气候再造带来了困难。

冷血动物———爬行动物和两栖动物，具有相反的趋势。在热带，陆地上的这类动物的代表个体较大，在寒冷地区其个体相当小。这是因为，这些生物的体温高低决定于周围空气的温度。在寒冷气候下，生物躯体的个体小，但表面相当大，以便于吸取太阳热，也容易隐藏。在热带，温度条件最有利于冷血动物发展，所以陆生爬行及两栖动物在那里的种类最多，形体也最大。

水生动物身体的大小与气候环境的关系不太明显。此外，介壳的大小还可决定于另外一些因素，如水的盐度、动物栖息的深度、气体的动态、沉积物堆积速度等。看来，依靠生物化石的特点来查明古气候的性质是复杂而困难的。

2.7.2岩性特征

特殊岩石类型，如冰碛岩是寒冷气候的标志，蒸发岩是干旱炎热气候的标志，煤系地层是温暖潮湿气候的标志，海相的碳酸盐岩是温暖炎热气候的标志等。风化作用的产物是古气候指示物之一。潮湿炎热的气候条件下可形成红土堆积，铝土矿、锰和铁都是在潮湿气候条件下沉淀的。有利于高岭石形成的气候是潮湿的亚热带。

在古气候分析中，宜采用综合的岩性标志划分气候类型:以暗色碎屑岩为主，煤层及炭质泥、页岩广泛发育，黏土矿物以高岭石为主，大量出现菱铁矿、铝土矿及沉积锰矿的组合，是潮湿气候的可靠标志，沉积岩系中既不含石膏、石盐，又不含煤层、菱铁矿，黏土矿物以水云母、蒙脱石为主，红色岩层较为发育，是半干旱气候类型的标志;剖面中有煤层、煤线，黏土矿物多为高岭石，红色岩层缺乏或较少，是半潮湿气候的综合标志;边缘相带为红色沉积，向盆地内过渡为蒸发岩为主的沉积类型，则为干燥气候标志。图

2.37是以岩性标志恢复我国西北地区中—新生代古气候的例子。

2.7.3沉积构造标志

除了岩性特征以外，某些沉积构造特征亦可指明古气候。例如气候的变化可形成韵律的水平层理，典型的例子是缟状土(冰水湖沉积);又如某些潟湖或盐湖中含盐层可具有明显的“年层理”(或季节层理)，即硬石膏、石膏、黏土与岩盐交互成层。因此，季节层理可以作为周期性变化的古气候的良好标志。有时季节层理的水平纹层由不同的颜色显示出来，冬季的沉积物常表现为灰色，夏季的沉积物表现为褐色或红色。某些泥质岩或泥晶灰岩中的石盐假晶、干裂等，一般是干燥气候的标志;风棱石、沙漠漆、霜面等是沙漠干燥气候的标志。

2.7.4古地磁特征

古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛磁铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度(这种磁化强度是受岩石形成时期存在的地球磁场的影响而产生的)计算出古纬度位置的一种方法。确定古气候的因素最重要的要算古纬度了。关于古地磁法的研究可参考有关方面的专著。

在地质记录中有许多对气候敏感的沉积类型和生物群化石，这些通常被称为古气候标志。人们在很早以前就根据古气候标志在各地质历史时期分布的变化认为过去的地球表面也存在有气候分带，后来用古地磁方法计算的古纬度与古气候的分布基本吻合，进一步证明了上述认识的正确性。

图2.37 我国西北地区中—新生代古气候的演变示意(据华北石油学院主编《沉积岩石学》，1982)

古气候的分带主要是通过与目前气候标志的类比，按古气候标志推论的。古气候的再造曾有力地支持了大陆漂移和板块构造学说的建立，同时对于指导煤、盐类、铁、锰和铝土矿等矿产资源的勘探也有重要意义。

2.7.5古气候特征

在古气候标志中，最有价值的是碳酸盐岩、蒸发岩、红层和冰碛岩等，其次才是动(植)物群化石。

(1)碳酸盐岩

大规模的碳酸盐沉积现在主要产在温暖的浅水中，因此人们把碳酸盐岩作为温暖的热带、亚热带气候的标志，其中特别有意义的是礁，例如丰富的造礁珊瑚现在只分布在南、北纬度30°之间，水温大于21℃的水域中，因此可以作为最好的古气候标志之一。

(2)蒸发岩

蒸发岩形成在炎热、干燥的气候区。现代的盐岩和石膏沉积主要出现在纬度10°～45°间的干燥带内。现在大规模的海相蒸发岩少见，但是在过去，在位于干燥带内并与广海保持浅而狭窄连通的陆缘海中曾见到大规模的海相蒸发岩。

(3)红层

所谓红层是指颜色为红色和褐色的沉积岩，这种红的色调主要是铁镁矿物在原地经风化作用或早期成岩阶段形成的有色氧化物。典型的红层是在植物稀少、氧化作用较强的非海相环境中堆积的第一旋回的沉积物。红层中常常夹有蒸发岩，因此，认为红层反映的形成条件应是炎热干旱的气候。

(4)铝土矿

铝土矿是火成岩或红壤土风化的产物，它们或作为风化壳存在，或者被搬运到盆地中沉积，要求潮湿炎热的气候条件。铝土矿虽然在地质历史中时有时无，但分布却十分广泛，也是一种重要的古气候标志。

(5)煤

煤是由被埋藏的沼泽陆生植物转变而成的。因此所有的煤层都是潮湿气候的标志，至于纬度，可以从热带一直到温带。

(6)冰川作用痕迹

冰碛和与之伴生的擦痕底面和羊背石是寒冷气候的标志。冰川既可以出现在高纬度区，也可出现在其他纬度的山岳上。真正的大陆冰川产物是高纬度寒冷气候带的标志。因此，在古气候研究中，首先应区分大陆冰川与山岳冰川，然后再把大陆冰川与冰山漂运很远才沉积下来的冰海沉积产物区分开。

(7)风成砂

大片沙漠分布区是干燥带的标志，在现代地表南、北纬度15°～30°范围内的副热高压带及信风带存在有两条大型沙漠带。在大陆内部因高山阻挡，也可出现大片沙漠，因此要设法区分这些成因的沙漠。对古代沉积中的风成砂岩要测定其古风向，若是信风作用形成的沙漠，风向就可以指示其是位于赤道以南，还是位于赤道以北。

2.7.6古地磁纬度与古气候分带

2.7.6.1古地磁纬度研究

根据古地磁极计算出的古纬度对于解决古气候分带具有重要的意义。古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度计算出古纬度位置的一种方法。假定地球的磁场既是偶极的，又是轴向的，那么某个时期的古地磁极也就是该时期的平均古地理极。因为地球接受的几乎全部是来自太阳的能量，所以确定古气候的因素最重要的或许就是古纬度了。古纬度一旦为人们了解得更好，就可以用来作为衡量其他古气候标志的标尺。

古地磁测值虽然不是非常精确，但是如果结合古气候的其他证据，确定出的古地磁极还是有重要意义的。

2.7.6.2古气候条件的分析

目前恢复沉积区古气候条件大致有以下一些途径:

(1)根据古生物及古生态

陆生植物群的分带性和分区性更为显著，如古生代的节蕨植物、石松植物，中生代的真蕨植物、苏铁植物;新生代的棕榈和樟树都是热带气候的指示性植物。应用孢子花粉再造古地理和恢复古气候是卓有成效的。剖面中旱生植物和喜湿水生植物各类孢粉百分含量的变化，可较好地反映古气候演变的规律。平面上由盆地边缘至内部，喜干植物的孢粉减少，水生喜湿的孢粉增加，围绕盆地呈环状分布。

(2)根据碳、氧稳定同位素

利用海水中氧的含量变化，判断各时期古水盆的绝对温度是一种行之有效的方法。利用碳、氧同位素综合判断水体盐度的公式是:

岩相古地理学

当Z＞120时，为海相石灰岩;当Z＜120时，为淡水石灰岩。如黄骅坳陷沙河街组一段碳酸盐岩的Z值最高为125.7，反映了海相特征。

(3)根据黄土及湖泊沉积

根据对第四纪冰川的研究，用古地磁确定时间，用孢粉恢复气候变化，尤以用湖泊纹层状淤泥沉积物所获效果最好。黄土剖面中许多风化层为间冰期产物，黄土层为冰期产物。由于用古地磁定时具准确性，用它来确定气象周期是有效的。