煤礦地質培訓教案pdf版

　　目錄

　　第一章 宇宙中的地球

　　第二章 礦物、岩石的基本知識

　　第一節 礦物

　　第二節 岩石

　　第三章 地史的基本知識與煤

　　第四章 煤及煤層的相關知識

　　第一節 煤的形成及煤

　　第二節 煤層

　　第五章 煤層的空間形態與地質構造

　　第一節 單斜構造及產狀

　　第二節 褶皺構造

　　第三節 斷裂構造

　　第四節 岩溶陷落柱

　　第五節 河流衝刷帶

　　第六章 礦井瓦斯與煤塵

　　第一節 瓦斯

　　第二節 煤塵

　　第七章 礦井水

　　第一節 地下水的基本知識

　　第二節 礦井充水條件

　　第三節 礦井水的觀測

　　第四節 礦井水的防治

　　第八章 生產礦井的地質工作

　　第一節 井下地質編錄

　　第二節 煤礦主要地質圖及識別

　　第九章 煤炭儲量

　　第一節 煤炭儲量的計算

　　第二節 儲量管理

　　附錄一 主要地形地物符號

　　附錄二 常用地質圖例

　　附錄三 地層代號和色譜表

　　附錄四 煤的化學成分和工藝性質常用指標名稱及代號

　　緒　　　論

　　山西是全國煤炭大省，煤炭產業是山西的主導產業，在傳統的煤炭開采過程中，由於其地質條件相對簡單，普遍存在著重生產，輕安全的思想。

　　隨著我省淺部煤層(地質條件相對簡單)的日益枯竭，煤炭開采正逐步向煤田的縱深發展，地質條件也日趨複雜化，由此，造成了煤礦安全事故時有發生，煤礦安全生產問題也被突顯出來。在此形勢下，晉城煤業集團公司高瞻遠矚，委托我院相關專業的資深教師組織編寫了一套煤礦知識培訓教材，這應該說是煤礦企業的明智之舉，也是一大幸事。

　　我所編寫的這部煤礦地質培訓教材，正是在這種形勢下完成的，全書共分九個單元，內容以地質理論為基礎，緊緊圍繞煤及煤炭開采條件等方麵的基本知識加以綜述。其中，重點闡述了煤的基本知識，煤層的賦存形態，和各種地質因素對煤炭開采的影響。

　　在編寫過程中，我們盡可能讓書本知識貼近於生產實踐，力爭做到通俗易懂，希望通過我們的努力確實能為廣大的煤炭工作者服務。然而，由於編者知識水平有限，實踐經驗不足，書中難免會出現這樣或那樣的瑕疵，希望廣大同行批評指正。

　　編者：劉國偉

　　於2007年7月

　　第一章 宇宙中的地球

　　宇宙誕生了地球，地球產生了生命，生命使地球欣欣向榮。地球為地球生命營造了唯一的生存空間，同時也為人類造就了煤層、石油等礦產資源。

　　一、地球的形、體、位

　　⒈ 地球的形狀

　　16世紀初，人們從麥哲倫的航海實踐中，第一次證明了地球是一個球體。然而，地球並不像地球儀那樣地“圓”。現代先進的科學技術手段已經證明，地球是一個北極稍凸，南極稍凹的“梨狀體” (圖1—1)。地球表麵以海平麵為界可劃分出海洋和陸地兩大地理單元，其中，陸地表麵積隻占地球總表麵積的1/3。所以從世界地圖上來看，陸地就好像幾個“大孤島”，“漂浮”在藍色的海洋中，且多集聚於北半球(圖1—2)。地球上最高的地方是珠穆朗瑪峰達8848m，最低的地方是馬裏亞納海溝達-11034m。

　　圖1—1地球形狀 圖1—2海陸分布圖

　　⒉ 地球的大小

　　對過去的人們來講，地球很大，茫茫無際。但隨著科學的發展，現在的人們借助於現代化的科學技術手段一日可達地球的任何角落，從這個意義上來說，地球更像一個大“村莊”---- 地球村。事實上，在茫茫宇宙中，任何有形的實體都是微不足道的。如果將地球和太陽作一下比較，假定地球的體積為1，則太陽比地球大130萬倍，而太陽在宇宙中也不過是一顆極普通的恒星。

　　地球的實際大小可用以下三個參數來說明：地球的平均半徑為6371km，表麵積5.1×108km2，體積約為1.08×1012km3。

　　⒊ 地球的位置

　　宇宙是什麼，古人稱“四方上下曰宇，古往今來曰宙”。宇宙是無限、永恒、不斷運動變化的客觀物質世界。“宇”是空間的概念，是無邊無際的;“宙”是時間的概念，是無始無終的;宇宙是無限的空間和時間的對立統一體。

　　宇宙中有許多巨大的星係團，在這些星係團內有數十億乃至上千億顆恒星，恒星的周圍是數量不等的行星，行星的周圍則是一些更小的衛星。

　　地球是宇宙中，銀河係內，太陽係裏的一顆行星。地球有一顆衛星，即月球。

　　二、地球的物理性質

　　地球作為宇宙間獨一無二的天體，有她自己獨特的性質，表征了其本身的屬性，這些屬性便是地球的物理性質。地球最主要的物理性質有：密度、地壓、地溫、地磁、重力、彈性和塑性等。

　　⒈ 密度

　　根據牛頓的萬有引力定律，計算出地球的質量再除以其體積可得到地球的平均密度為5.52g/cm3，而地表岩石的平均密度卻隻有2.8 g/cm3，這說明地球內部的物質密度要比外部大。從地震資料推定，地球內部的物質密度隨著深度的加深而加大，越接近地心處，物質的密度越大，可達16 g/cm3，。這種變化反映出地球內、外部的物質在物質成分和物理狀態上有著很大的差異。

　　⒉ 地壓

　　地壓是指來自地球內部的壓力，地壓通常表現為二種方式。

　　靜壓力 指由於岩石本身的重量，上部岩石對下部岩石所產生的壓力。靜壓力的大小隨地殼深度的增加而增加。

　　地應力 指由於地殼運動所產生的來自岩層水平方向的壓力。地應力也隨深度的增加而增加。在礦山巷道中，對地應力的大小、方向和集中地帶進行測量和研究，有助於解決巷道管理、煤與瓦斯突出等問題。

　　⒊ 地溫(地熱)

　　地溫是指地球內部的溫度。熾熱的岩漿、沸騰的泉水等現象都表明地球內部有很高的溫度。由於煤層賦存在近地表的地方，煤礦工作者關心的主要是近地表處地溫的情況，地溫在近地表處的分布常具有一定的規律性。地溫自地表向下呈現出三個變化帶，分別是變溫帶、恒溫帶和增溫帶。各帶的特征，深度，影響因素等比較如下(見表1-1)。

　　表1—1地溫分帶特征表

　　地溫帶特 征影 響 因 素深度(米)

　　變溫帶溫度隨緯度、季節、晝夜等的變化而變化地球外部溫度(太陽的輻射熱)15～30

　　恒溫帶地溫常年保持不變，等於當地的平均氣溫內、外部溫度雙重作用20～30

　　增溫帶隨深度的增加表現出一定的規律性(以地溫梯度表示，單位℃/100m)地球內部的溫度>30

　　地溫高時對煤礦生產十分不利，有的煤礦井下溫度可高達40℃以上，嚴重影響到工人的身體健康，以至於無法正常生產。如河南平頂山八礦當開采水平至-800m時地溫高達45℃。另外，地熱水對井下設備還具有較強的腐蝕性。

　　⒋ 地磁

　　地球所具有的磁場稱為地磁。地磁場和條形磁鐵的磁場很相似，形成的是一個偶極子磁場(圖1—3)。地磁軸與地理軸近乎一致，但並不完全重合，兩者的交角約11.5°，這也就是說，地理的極和地磁的極也不完全一致。這樣就使地磁子午線與地理子午線產生了一個交角，叫磁偏角。因此，在使用羅盤進行測量時，要進行磁偏角的校正。磁針在磁赤道上呈水平狀態，由赤道向兩極方向移動時，磁針逐漸傾斜且傾角逐漸加大，到磁極時磁針直立。我國地處北半球，磁針距磁北極較近，指北針一側因受磁北極的吸引而向下傾斜，相反使指南針一側上翹，為了使磁針在測量時保持水平，故在指南針一側係銅絲加以平衡。

　　⒌ 重力

　　重力場對物體產生的力，叫重力。重力是物體與地球之間萬有引力和地球自轉所產生離心力的合力。萬有引力的方向豎直指向地心，且萬有引力遠遠大於離心力，所以重力的方向近乎豎直向下。地球上任何物體都要受到重力的作用，上述地壓中的靜壓力就是岩層在重力的作用下產生的。

　　⒍ 彈性與塑性

　　地球具有彈性 證據如下，海水在日月引力的作用下會發生漲落現象，稱為潮。這是液體的彈性變形;用精密儀器測定，在日月引力的作用下，固體地殼也具有升降現象，其幅度可達7～15cm，稱為固體潮。另外，地震或人工爆炸所形成的地震波為彈性波，而彈性波隻能在彈性介質中才能被傳播。這些現象都表明：地球具有彈性。

　　地球具有塑性 證據如下，地球自轉產生的離心力使赤道半徑大於兩極半徑，從而使地球稍具扁度;地球內部物質存在著對流;自然界中，堅硬岩層中的各種形跡(如後麵章節介紹的褶皺構造)等現象表明：地球存在著塑性變形。

　　1—3地磁場的磁力線圖 1—4地球的內圈層

　　三、地球的圈層構造

　　地球是一個由不同物質，以不同狀態所組成的同心圈層的球體，這種構造叫地球的圈層構造。作為地球，其組成不僅僅是固體的岩石，也包括她的水體、大氣和生物等。我們大致以地表為界，把這種同心圈層劃分為：外圈層和內圈層。

　　(一)外圈層

　　外圈層主要是指地表以上的圈層，包括大氣圈、水圈、生物圈。

　　⒈ 大氣圈(層)

　　大氣圈是指地球最外層的氣體圈層。大氣圈包裹在地球的周圍，其下界可至水中，岩石的裂隙和空隙中，其上界可達1800km以外。大氣圈的主要成分是氮氣和氧氣，其次是水蒸氣、二氧化碳氣體等。在大氣圈裏，大氣壓和氣溫隨海拔的升高而減小。

　　大氣圈是地球的“保護傘”，她保護地球生命免受各種宇宙射線的危害;防止地表溫度的劇烈變化和水分散失;保護地球免遭眾多流星的衝擊。大氣圈是“雕塑家”，她通過風、霜、雨、雪等對地表進行改造、加工，造就了萬千的地質地貌，同時大氣圈對氣候的分帶及生物的生存等也起著十分巨大的作用。

　　⒉ 水圈

　　水圈是地球表麵的液體部分。它包括海洋水和陸地水，陸地水又包括河流、湖泊、沼澤、冰川、地下水等。水圈的主體是海洋，海洋水占全球水總體積的96.5%。地球上的水在不停的運動和轉化中，大體上形成了一種動態平衡，即水循環(參見第七章第一節中的內容)。

　　水圈是生命誕生的搖籃，是生命活動的給養，生命起源於水中，任何生命都離不開水;水圈是“雕刻刀”，它對地球的外貌不停地進行加工、塑造。

　　⒊ 生物圈

　　生物圈是指地球表麵有生命活動的圈層。在這個圈層裏，既有看得見的生物，也有看不見的微生物，生命活動無處不在。

　　生物的生命運動是地球區別於其它星球的典型特征。地球上自出現生命以來，便宣告她是一個有別於其它星球的特殊天體。生物的生命活動不斷地對地球進行著改造。例如，生物活動對大氣成分的改造，對岩石、土壤的改造等。另外，生物的生命活動也為多種礦產的形成提供了物質基礎，如煤和石油的形成。

　　(二)內圈層

　　內圈層是指從地球表麵往下直到地球中心的各圈層。目前，最深的鑽井深度也隻有11km，這和地球的半徑相比較是微不足道的。因此，對地球內部結構的了解，隻能依靠一些間接手段。例如，對地震波的研究。

　　1909年前南斯拉夫的地球物理學家莫霍洛維奇和1914年美國學者B.古登堡各自在研究地震波傳播的實踐中，分別發現了地球內部的兩個地震界麵(地震波的波速產生急劇變化的界麵)，由於其傑出成就，為紀念這兩位科學家，地質界把這兩個界麵分別叫莫霍麵和古登堡麵。陸地上莫霍麵的平均深度為33km，古登堡的平均深度為2900km。這兩個界麵表明，地球內部的物質至少可劃分為三個圈層。即：地殼、地幔、地核(圖1—4)。

　　⒈ 地殼

　　地殼是指自地表向下至莫霍麵的圈層。該圈層主要是由各類矽酸鹽礦物和岩石組成的。從地殼的平均厚度和地球半徑的大小相比而言，地殼隻是位於地球表層的很薄的固體外殼。地殼分為陸殼和洋殼，陸殼的平均厚度為33 km，洋殼的平均厚度為6 km。目前，人類所需的各類礦產資源都來自地殼當中。

　　⒉ 地幔

　　地幔是指位於莫霍麵和古登堡麵之間的圈層。因其位置在地殼和地核之間，故又稱中間層。地幔分為上地幔和下地幔，在上地幔的100 km～150 km處有一個低速帶或軟流圈，低速帶內的物質呈液態，塑性較大，可能是岩漿的發源地。

　　⒊ 地核

　　地核是從古登堡麵到地心的圈層。其半徑為3473 km，地核的物質成分以鐵、鎳為主。

　　四、地質作用概述

　　自地殼形成至今的數十億年裏，地殼的形態、外貌、物質組成、內部構造等都在不停地發生變化。我們把促使地殼的地表形態、物質成分、結構構造等發生變化的各種作用的總稱叫地質作用。地質作用按其能量來源可分為：內力地質作用和外力地質作用。

　　(一)內力地質作用

　　內力地質作用是指能量來源於地球內部(化學能、蛻變能、自轉能、地熱能等)的地質作用。它包括：地殼運動、岩漿作用、變質作用、地震作用。

　　⒈ 地殼運動

　　地殼運動是指組成地殼的物質所產生的大規模的機械運動。按其運動的形式又分為水平運動和升降運動。

　　水平運動是組成地殼的物質沿地球切線方向的運動。這種運動使地殼受到擠壓、拉伸或者平移甚至旋轉。水平運動主要引起的是地殼的拉張和擠壓，從而使岩層發生彎曲和斷裂，形成山脈和盆地。其代表學說有板塊學說和地質力學學說(參看其它書籍)。

　　升降運動是組成地殼的物質所產生的沿垂直於地表方向的運動。升降運動的表現形式為上升或下降。一個地區長期反複的上升和下降稱為振蕩運動。升降運動主要引起了地殼的海陸變化，氣候變化等，同時也控製著煤係地層的分布範圍，影響著煤層的層數、厚度和結構。

　　⒉ 岩漿作用

　　岩漿是指地下深處高溫高壓的、富含揮發分的矽酸鹽熔融體。岩漿在地壓的作用下會沿構造破碎帶向上運移，侵入至圍岩當中，甚至會噴出地表形成火山。岩漿在地殼中的不同部位產生冷凝形成岩漿岩。岩漿岩是地殼當中三大類岩石中的一類。岩漿在地層中冷凝形成的岩石是侵入岩，岩體叫侵入體;火山噴發形成的岩石為噴出岩，岩體叫熔岩體。當岩漿侵入煤係地層中時，就形成了煤層中的侵入體。岩漿從形成運移到冷凝成岩的全過程叫岩漿作用。

　　⒊ 變質作用

　　已形成的岩石在地溫、地壓、外來物質(岩漿中的熱液)的參與下，會發生礦物成分，結構構造的改變形成新岩石。這種地質作用叫變質作用，所形成的新岩石叫變質岩。變質岩也是地殼三大類岩石中的一類。在煤係地層中，不同種類的煤均是由褐煤經變質作用而成的。(參見第四章的相關內容)

　　⒋ 地震作用

　　地震是地殼的快速顫動。一次地震從發展、發生到消失表現為三個時期，即孕震期、發震期、餘震期。從孕震、發震到餘震的全過程叫地震作用。大的地震常造成屋毀人亡的悲殘局麵。地震的類型分為以下幾種：構造地震、火山地震、陷落地震和人為地震。其中發生頻度最高，破壞力最強的地震是構造地震。我國位於世界二大地震帶(環太平洋地震帶，阿爾卑斯—印尼地震帶)之間，是世界地震發生頻度較高的國家。

　　(二)外力地質作用

　　外力地質作用指能量來源於地球的外部(主要是太陽能和日月的引力能等)，促使地表和近地表地方的岩石、礦物產生變化的各種地質作用。按照作用的方式，外力地質作用又分為：風化作用、剝蝕作用、搬運作用、沉積作用和固結成岩作用。

　　⒈ 風化作用

　　地表和近地表的岩石在溫度、大氣、水、生物等的作用下原地所產生的機械破碎或化學分解的過程叫風化作用。這種現象叫風化。風化作用按其產生的原因或方式又可分為物理風化作用、化學風化作用和生物風化作用。

　　物理風化作用是指岩石、礦物主要以機械破碎的方式發生破壞的地質作用。其特點是化學成分不變，大塊變小塊;化學風化作用指岩石、礦物在破壞時，發生了根本的改變，其物質的形式或種類產生了變化;生物風化作用指生物在其生命活動中直接或間接地對岩石、礦物產生的破壞作用，既可是機械的破壞，又可以是化學的破壞。經過風化作用形成了三種類型的風化產物，分別是碎屑物質、殘餘物質和化學溶解物質。風化產物是形成沉積岩的物質基礎。

　　⒉ 剝蝕作用

　　風化產物被流水、風、冰川、生物等地質營力從岩石母體上剝落，並繼續破壞岩石的地質作用。由此可見，剝蝕作用一方麵將風化產物剝離母體，使新鮮的岩石裸露地表繼續遭受風化;另一方麵，在剝離開母體時也對岩石繼續進行著破壞。風化和剝蝕都是對岩石的破壞作用，它們彼此間相互聯係、相互依賴和相互影響。

　　⒊ 搬運作用

　　風化、剝蝕的產物在風、流水、冰川等的作用下從風化剝蝕區搬至另一個地方的地質作用叫搬運作用。搬運作用可以是機械形式的搬運，也可以是化學形式的搬運。碎屑物質在搬運過程中會產生分選(按比重或大小分別集中)和磨圓(碎屑物質被逐漸磨圓)的現象，分別稱為碎屑物的分選性和磨圓度。

　　⒋ 沉積作用

　　被搬運的物質因搬運能量的減小或介質環境的改變在一定的地點產生沉澱的地質作用叫沉積作用。沉積作用的方式可以是機械沉積，也可以是化學沉積，還可以是生物沉積。如沼澤中植物遺體的沉積即為生物沉積。沉積下來的物質叫沉積物。在地表的很多地方特別是低窪的地方都可以發生沉積，如山角下、河道中、湖泊中、沼澤中等，但最重要的沉積產所是海洋中，特別是淺海環境。如三角洲的形成。

　　⒌ 固結成岩作用

　　剛沉積下來的物質往往多孔、富水，呈鬆散狀。鬆散的沉積物在其被新的沉積物覆蓋並繼續沉降的過程中，受到地壓、地溫、溶解物柝出等多種條件的影響，逐步變得致密堅硬形成新的岩石的過程，叫固結成岩作用。所形成的新岩石叫沉積岩。沉積岩廣泛分布在地表和近地表的地方，是我們日常生活當中最常見的一類岩石，其中可蘊藏大量的沉積礦產，如煤、石油、鐵等礦產。

　　內、外力地質作用是地殼發生改變的根本因素，二者對立統一。一方麵內力地質作用要保持全球狀態的平衡，造山造海，使地表麵崎嶇不平，這是地殼發展的主因;另一方麵，外力地質作用又對地表麵進行精雕細刻，時刻改變著內力地質作用形成的高低起伏，如把高山夷平，窪地填平，從而破壞了全球的狀態平衡。地殼的岩石有三大類，通過內力地質作用形成了二大類岩石，即岩漿岩和變質岩，通過外力地質作用形成了一大類岩石，即沉積岩。

　　第二章：礦物、岩石的基本知識

　　煤層賦存於地下的岩層當中，岩層由不同的岩石組成，不同岩石的類型、強度、厚度、含水性等都直接影響到煤炭的開采。因此，認識煤層周圍的岩石，了解其特征，是我們安全、科學地開采煤炭資源的先決條件。

　　然而，由於岩石是由礦物組成的，認識岩石必須先從認識礦物開始。

　　第一節：礦物

　　一、基本概念

　　礦物 由一種或一種以上的化學元素在地質作用下形成的自然物質。因此，礦物可以是單質(如自然金Au)，也可以是化合物(如方解石CaCO3)。自然界中，絕大多數的礦物是化合物。

晶體　晶體是化學元素在自然狀態下，以一定的方式空間排序而形成的礦物形體。晶體上光滑的表麵叫晶麵(圖2-1)。

　　二、礦物的識別方法

　　野外對礦物的識別，是人們根據礦物的晶體形態、物理性質、化學性質來進行的。

　　(一) 晶體形態：

　　礦物的晶體形態是指礦物晶體在自然條件下所生成的形態。包括礦物的單體形態和集合體形態

　　⒈ 礦物單體的形態

　　礦物單體形態是指晶質礦物在生長條件良好時所形成的單個完整晶體(單體)的形態。礦物單體常具有特殊的幾何形態，歸納起來有以下三種類型(圖2—2)。

　　(1)一向延伸 沿一個方向生長，呈現柱狀、針狀等，如石英、輝銻礦、角閃石等;

　　(2)二向延伸 沿二個方向延展，呈板狀、片狀，如雲母、長石等;

　　(3)三向延伸 三向等長，呈立方體、八麵體，如黃鐵礦、石榴子石等。

　　A B C D E F

　　A—輝銻礦B—角閃石(一向延長); C—雲母D—長石(二向延長);

　　E—黃鐵礦F—石榴子石(三向延長)

　　圖2—2 礦物的幾種晶體形態

　　⒉ 礦物集合體的形態

　　集合體形態是指許多礦物單體聚合在一體的形態，它取決於礦物的單體形態和聚合方式。常見的有針狀聚合體、柱狀聚合體、片狀聚合體、板狀聚合體、粒狀聚合體等。

　　(二)礦物的物理性質

　　礦物的物理性質是指一種礦物區別於其它礦物的基本性質，它是識別礦物的主要特征。礦物的物理性質包括：礦物的顏色、條痕色、透明度、光澤、解理與斷口、硬度、密度等。

　　⒈ 顏色

　　礦物的顏色包括自色、它色和假色。其中自色對鑒定礦物有意義，鑒定時用鐵錘敲開岩石，觀察新鮮麵當中礦物的自色;

　　⒉ 條痕色

　　礦物粉末的顏色，對鑒定不透明礦物有重要意義。條痕用白色無釉瓷管來取。如赤鐵礦的條痕色為櫻紅色，黃鐵礦的條痕色為綠黑色，褐鐵礦的條痕色為黃褐色等。

　　⒊ 透明度

　　礦物透過光的能力。常見有透明礦物(如方解石晶體)、半透明礦物(如辰砂)、不透明礦物(如黃鐵礦)。大多數的非金屬礦物為透明礦物，而大多數的金屬礦物為不透明礦物。

　　⒋ 光澤

　　礦物反射光的能力。常見有金屬光澤、半金屬光澤、玻璃光澤、金剛光澤及其過渡類型的光澤，如油脂光澤、絲絹光澤等。如石英晶體的光澤是玻璃光澤，而其斷麵光澤是油脂光澤。

　　透明度和光澤互為消長，光澤好時透明度差，而光澤差時透明度卻好。因此，金屬礦物往往光澤較強(金屬光澤)，而非金屬礦物的光澤卻較弱(玻璃光澤)。

　　⒌ 解理與斷口

　　礦物受力斷開時的性質。解理指斷開時斷麵平坦光滑，具有一定的方向性的性質;斷口指斷開時斷麵粗糙不平，具有隨機性的性質。二者互為消長，即解理發育時斷口不發育，而斷口發育時解理不發育。常見的解理類型有：極完全解理、完全解理、中等解理、不完全解理、極不完全解理;常見的斷口類型有：貝殼狀斷口、參差狀斷口、階梯狀斷口。

　　⒍ 硬度

　　礦物抵抗外力機械作用的能力。實踐中常以礦物的相對硬度來鑒定礦物，礦物的相對硬度是指礦物之間相互刻劃時的對比硬度。可劃分為十級，每一級的硬度以一個標準礦物來代表。實際工作中是以一些簡便的工具來代替的。見下表2-1

　　表2-1礦物的硬度及鑒定表

　　相對硬度12345678910

　　代表礦物滑石石膏方解石螢石磷灰石長石石英黃玉剛玉金剛石

　　野外工具指甲銅片鐵釘小刀玻璃

　　記憶口訣滑、石、方， 螢、磷、長， 石英、黃玉、剛玉， 剛。

　　⒎ 密度

　　單位體積下礦物的重量。如岩石的平均密度是2.8克/米3，若礦物的密度大於平均密度則為重礦物，反之，為輕礦物。

　　另外，導電性、壓電性、彈性等也是鑒定某些礦物的物理性質。

　　(三)礦物的化學性質

　　常用稀鹽酸來鑒定方解石(加稀鹽酸劇烈起泡並發出“吱吱”的響聲)、白雲石(加稀鹽酸反應不明顯，有小刀刮下粉末有微弱起泡)。

　　三、常見的礦物

　　煤係地層中常見以下主要礦物：石英、正長石、斜長石、黑雲母、白雲母、方解石、白雲石、粘土礦、鐵礦等。

　　⒈ 石　英

　　晶體叫水晶，水晶一般為無色、透明礦物，無解理，硬度大於玻璃，是標準硬度7;其斷麵為油脂光澤;

　　⒉ 長　石

　　正長石：肉紅色，有二組正交的中等解理，故稱其為正長石。

　　斜長石：灰白色，有二組斜交的中等解理，故稱其為斜長石，二者的硬度都是標準硬度6;

　　⒊ 方解石、白雲石

　　外觀相似，無色、灰白色、白色，硬度小於鐵釘。通過加稀鹽酸的方法來鑒定方解石和白雲石(見化學鑒定礦物的方法)。

　　⒋ 雲　母

　　一組極完全解理，雲母片有彈性。白雲母為白色、黃褐色等;黑雲母為黑色。

　　⒌ 粘土礦

　　細粒狀，可用小刀刮成粉末狀，有泥土味。

　　⒍ 鐵　礦

　　比重較大，灰黑色、黑色等，常以條痕色來鑒定不同的鐵礦。如赤鐵礦的條痕色為櫻紅色，黃鐵礦的條痕色為綠黑色，褐鐵礦的條痕色為黃褐色等。

　　第二節　　岩石

　　岩石俗稱“石頭”，它是由一種或一種以上的礦物在自然狀態下形成的集合體。如石灰岩是由一種礦物(方解石)組成的;而花崗岩主要是由三種礦物(石英、正長石、黑雲母)組成的。岩石是地殼當中最重要的物質組分，由岩石組成了岩層。

　　一、岩石的種類

　　地殼中的岩石按其成因可分為三大類：岩漿岩、沉積岩、變質岩。其中沉積岩形成於地表和近地表的地方，由於包括煤在內的70%的礦產資源都來自沉積岩，所以許多礦產在開采時，無論是采掘條件還是巷道工程都與其有關。因此，準確確定沉積岩的種類，對於煤礦開采的許多方麵都具有重要意義。例如確定頂板類型，判別地質構造，尋找煤層斷失翼的方向等。下麵我們主要介紹常見的沉積岩及其識別方法。

　　二、沉積岩

　　(一)沉積岩的識別方法

　　沉積岩的識別在實際工作中是依據其一般特征來進行的，常見特征如下：

　　⒈ 層狀構造及層理

　　1)層狀構造 沉積岩由於成分、顏色、結構的不均一性，而引起岩石呈層狀分布的宏觀特征，稱層狀構造。成層是沉積岩最重要的構造特征(圖2-3)。層與層之間的界麵稱層麵。相鄰兩層麵間的垂直距離叫岩層的厚度。岩層的厚度各不相同，按岩層厚度可將岩層分為四類(見表2-2)。

　　表2-2岩層厚度分類

　　岩層厚度巨厚層狀厚層狀中厚層狀薄層狀

　　岩層類型>1 m1—0.5m0.5—0.1m<0.1m

　　圖2-3層狀沉積岩 Ⅰ—波狀層理　Ⅱ—水平層理　Ⅲ—斜層理

　　圖2—4　　沉積岩的層理形態

　　2)層理 如果我們對某一沉積岩層進行仔細觀察，往往可以發現在兩個層麵之間還有更細微的成層現象，即層理。層理反映了沉積介質的運動狀態，是識別各種沉積岩的重要標誌。據層理的形態和成因又可將其分為以下幾種類型。

　　(1)水平層理 由彼此平行且相互平行於層麵的細層組成(圖2-4Ⅱ)。 其形成於平靜或微弱流動的水介質中，如海洋、湖泊的深水地帶及瀉湖、沼澤地區。

　　(2)波狀層理 由許多呈波狀起伏的層理細層重疊在一起組成(圖2-4Ⅰ)。由於波浪的能量，影響到水底還沒有固結的沉積物，使其表麵形成波狀起伏的形態，形成了波狀層理。波狀層理常出現於粉砂岩和細砂岩中。

　　(3)斜層理 由一係列與層麵斜交的細層組成(圖2-4Ⅲ)。其層理的傾斜方向指示了古水流的流向。常見於河流沉積及其它流動水的沉積物中，如砂岩、粉砂岩中。

　　斜層理根據其產狀又可分為單向斜層理和交錯斜層理兩種，

　　單向斜層理指所有的細層都是向同一方向傾斜的，層係間的界麵呈水平或傾斜狀。交錯斜層理指由幾組斜層理組合在一起，各組斜層理的傾向不一致，且分界麵不平行。當水介質的流動方向不定時，常可形成交錯斜層理，如濱海環境。

　　⒉ 沉積岩結構

　　沉積岩的結構是指組成岩石的礦屑或岩屑的大小、形狀及顆粒之間的相互關係。常見結構有：碎屑結構、泥質結構、化學結構等，特征見表2-3。

　　表2-3沉積岩結構特征表

　　結構

　　類型碎屑結構泥質結構化學結構

　　組成

　　成分碎屑+膠結物

　　碎屑物>50%粘土礦物為主

　　>50%化學物質組成，可含有海生動物化石

　　成分

　　特征碎屑：礦屑或岩屑，粒徑>0.01mm碎屑物具分選性、磨圓度;常見膠結物：泥質、矽質、鈣質、鐵質。粒徑<0.01mm含大量生物化石時叫生物結構

　　鑒定

　　特征外觀粗糙、致密，有二部分物質組分(碎屑物、膠結物)外觀致密，質軟粒細，有泥土味外觀致密，較硬，化學組分

　　⒊ 顏色

　　顏色是沉積岩的一個重要特征，在煤礦工作中常作為識別地層、對比地層的依據之一。沉積岩的顏色主要決定於其形成岩石時的古氣候特征及礦物成分和膠結物的顏色等。

　　顏色按成因可分為繼承色、原生色和次生色三種。

　　(1)繼承色 取決於組成岩石的碎屑顆粒的顏色(母岩碎屑)，所以稱繼承色。例如長石砂岩常呈肉紅色，這主要是由於正長石的顏色為肉紅色而引起的。

　　(2)原生色 取決於水溶液中沉澱的沉積礦物及成岩作用中生成的礦物的顏色。

　　(3)次生色 是指沉積岩形成後，由於遭到風化作用而形成的新次生礦物的顏色，如紅色頁岩在還原環境下，因其所含的Fe3+被還原成Fe2+，而使岩石變為綠色。

　　原生色的分布與層理方向完全一致，而次生色的分布則與層理方向不—致。原生色常可以說明沉積物形成時的自然地理環境。例如在幹旱的氧化環境下，有機質被分解，鐵離子呈三價 (Fe3+)的形式，因而使沉積岩具有紅色、褐色等;而在潮濕的還原環境下，由於富含有機質，鐵離子呈二價(Fe2+)的形式，因而使沉積岩具有綠色、灰色、黑色。裸露沉積岩的表麵容易被風化，常產生次生色，因此在描述岩石顏色時，應該敲擊出新鮮斷麵，觀察其原生色。

　　4.化石

　　保存在地殼中的地史時期的古生物的遺體和遺跡統稱化石。化石可分為植物化石和動物化石兩類。含有化石是沉積岩重要特征之一(圖2-5)。不同沉積環境下形成的沉積岩含有不同的化石，如在陸地沉積環境中，隻能有陸生動、植物化石;在海洋沉積環境中，隻能有海生動物化石。因此，常可用化石來推斷沉積岩形成的大致時間和生成環境。

　　5.包裹體

　　指有棱角或大小混雜的鬆軟岩石的碎塊(如煤塊、泥岩塊等)，包含在其它岩石中，這種岩石碎塊叫包裹體(圖2-6)。包裹體的存在，說明下伏岩層在沉積時曾經遭受過衝蝕。

　　圖2-5植物化石 圖2-6泥岩包裹體及衝刷接觸　　 圖2-7結核

　　6.結核

　　結核是指與圍岩成分有明顯區別的礦物團塊(圖2-7)。其形態有球狀、卵狀及各種不規則狀;內部構造為同心圓狀、放射狀等;大小不一，從數厘米至數十厘米，最大者達幾米。煤係地層中常見黃鐵礦結核和菱鐵礦結核。

　　(二)常見的沉積岩

　　在煤礦生產中常見的沉積岩有：碎屑岩、粘土岩、化學岩

　　1.碎屑岩類

　　碎屑岩的典型特征是具有碎屑結構。碎屑岩按碎屑粒度又分為：礫岩、砂岩、粉砂岩，詳細分類見表2-4。

　　表2-4碎屑岩的分類表

　　粒　級　劃　分粒　徑(mm)名　　　稱

　　礫(角礫)巨礫(角礫)>128巨礫(角礫)岩

　　粗礫(角礫)128-32粗礫(角礫)岩

　　中礫(角礫)32-8中礫(角礫)岩

　　細礫(角礫)8-2細礫(角礫)岩

　　砂粗　砂2-0.5粗砂岩

　　中　砂0.5-0.25中砂岩

　　細　砂0.25-0.05細砂岩

　　粉 砂0.05-0.01粉砂岩

　　(1)礫岩與角礫岩　礫岩與角礫岩的區別在於碎屑顆粒礫的形態。當岩石中的碎屑顆粒磨圓度好時叫礫岩(圖2-8a)，差時叫角礫岩;

　　(2)砂岩　俗稱“砂石”，是碎屑岩中碎屑粒徑為2～0.05 mm的岩石(圖2-8b)。砂岩根據粒徑又分為：粗砂岩，粒徑在2～0.5mm;中砂岩，粒徑為0.5～0.25mm;細砂岩，粒徑為0.25～0.05mm。另外，砂岩還可根據其碎屑成分分類，如碎屑中石英含量>95 %的，稱石英砂岩;石英含量<75 %，長石含量>25 %的稱長石砂岩等。

　　(3)粉砂岩 陸源碎屑岩中，碎屑粒徑為0.05～0.01mm者，稱粉砂岩。

　　當碎屑岩中由兩種或兩種以上不同粒級的碎屑所組成時，需采用三級命名的原則：含量大於50%者，作為岩石的基本名稱。如“粉砂岩”，指粉砂的含量大於50%;含量為25～50%者，稱“質”。如“粉砂質泥岩”，指泥岩中粉砂的含量為25～50%;含量為10～25%者，稱“含”。如“含粉砂泥岩”，指泥岩中粉砂的含量為10～25%;含量小於10%者不參與命名。

　　不采用三級命名原則的特例：組成岩石的碎屑全在同一粒級內(指礫、砂)時，不采用三級命名法。即：不出現“含中礫細礫岩”、“粗砂質中粒砂岩”等類的名稱。

　　a-礫岩　 b-　砂岩 a-粘土岩　　　　b-石灰岩

　　圖2-8礫岩與砂岩圖 圖2-9泥岩與石灰岩

　　2.粘土岩

　　粘土岩具有泥質結構，是由粒徑小於0.01mm的粘土礦物經固結成岩作用而形成的岩石，其中粘土礦物的含量超過50%。又根據其有無頁理，分為泥岩(無頁理，圖2-9a)和頁岩(有頁理)。

　　頁理是粘土岩形成時由於壓力作用而形成的薄層狀構造，因薄層“薄如書頁”故稱頁理。其中，無頁理的叫泥岩，有頁理的叫頁岩。其顏色隨成分的不同而改變。常見的頁岩有：

　　炭質頁岩：富含炭質(炭化植物碎片)，其中炭質含量不超過48%。呈黑色，易汙手，頁理發育，是煤與頁岩之間的過渡岩石，常出現在煤係地層中。

　　黑色頁岩：含有較多有機質及分散狀黃鐵礦的頁岩。含少量化石，具有頁理，外貌與炭質頁岩相似，但不汙手。

　　鈣質頁岩：主要成分為粘土，其中碳酸鈣含量不超過25%，稱鈣質頁岩。其特點是遇稀鹽酸起泡。

　　3.化學岩

　　以化學搬運(溶運)的物質，在適當的條件下發生沉積後，經固結成岩作用形成的岩石。常見化學岩有：石灰岩、白雲岩。

　　(1)、石灰岩 俗稱“青石”(如圖2-9b)，是煤係地層中常見的岩石類型，主要成分是方解石(CaCO3)。無雜質時為灰白色，含雜質時呈灰、黑灰、灰黑、黑等顏色。因其可燒製石灰，故稱石灰岩。

　　(2)、白雲岩　白雲岩主要由白雲石(MgCa[CO3]2)組成，其次為方解石等礦物，貌似石灰岩，但顏色往往比石灰岩稍淺，呈灰、灰白、灰紅等色。遇稀鹽酸反應較慢，起泡微弱。

　　⒋ 井下對常見沉積岩的識別方法

　　井下對常見沉積岩的識別方法，主要依沉積岩自身的特征來進行，內容見表2-5

　　表2-5井下常見沉積岩的觀察內容

　　沉積岩

　　類型碎屑岩粘土岩石灰岩

　　井下對岩石的特征觀察⒈先描述厚度、顏色，再描述層理和化石;

　　⒉對碎屑結構的描述：

　　(1)碎屑物：成分、粒徑、磨圓度、分選性;粒徑細時可借助放大鏡觀察。

　　(2)膠結物：成分(常見矽質、鐵質、鈣質、泥質)⒈先觀察厚度、顏色，再觀察頁理和化石(常為植物化石)

　　⒉對泥質結構的觀察：一般較“軟”，用小刀或玻璃片刮下的粉末較細，用手拈動時常無顆粒感，有泥土味。⒈先觀察厚度、顏色，再觀察化石(海生動物)、結核(常為燧石)成分。

　　⒉對化學結構的觀察：

　　加稀鹽酸劇烈起泡，並發出“吱吱”的響聲。含化石多時為生物結構。

　　第三章 地史的基本知識與煤

　　組成曆史的基本要素有兩個。一是曆史事件，二是這些曆史事件所發生的時間。兩個要素相互關聯，不能脫開時間談事件，也不能隻談時間而沒有事件。地史是地球(主要是地殼)發展、演化的曆史。作為地史，其基本的要素是：地質年代(時間)、年代地層(事件)。

　　地球誕生至今已經46億年了，在這漫長的“歲月”裏，經曆了一係列的地質事件(強烈的構造運動、岩漿活動、海陸變遷、生物的大規模興盛與滅絕、煤及各種礦產的形成等)，這些地質事件都發生在其相對應的地質年代裏。地層是在某一地質時期所形成的一套成層岩石。換言之，地層是具有地質時代含義的岩層。在地史時期，雖然沒有任何一種生命對所發生的地質事件來進行記錄，但在地層中卻保留著能反映各種地質事件的原始物質，因此，地層就成為研究地史的“史書”，能夠讀懂並解譯這部宏大曆史的是地質學家。正常的沉積岩層，它們的生成順序是：先沉積的地層在下，後沉積的地層在上，這種老地層在下，新地層在上的自然排列規律稱為地層層序律。

　　一、地質年代

　　地質年代的表述方法有二種：相對地質年代、絕對地質年代。

　　(一)相對地質年代

　　相對地質年代是指各地質事件發生相對早晚關係的時代。它沒有絕對的數量關係，其特點是形象、好記，容易比較。相對地質年代的確定依據是：沉積物的疊複原理和生物群的演化特征。表述相對地質年代的單位有大有小，最大的單位是宙，宙下為代，然後依次為紀、世等。

　　(二)絕對地質年代(地質年代的同位素測定)

　　絕對地質年代是指各地質事件發生的絕對時間，即距今多少年。絕對地質年代的確定，一方麵彌補了相對地質年代不能確切地回答某種岩石或地層的形成時間。另一方麵，對不能確定其相對地質年代的“啞地層”具有重要的意義。“啞地層”是地史時期(前寒武紀)生物化石不明顯的古地層。

　　地層中的放射性同位素其衰變有不受環境幹擾和衰變周期非常穩定的特點，其形成時代和地層的形成時代是相一致的。因此，它是一種準確的天然測時鍾。用放射性同位素的衰變周期來計算礦物和岩石的年齡，就叫同位素年齡測定(絕對年齡測定)。通過同位素年齡的測定確立了地層的絕對年代。

　　二、年代地層單位

　　不同的地質年代可形成不同年代的地層，因此，地質年代和年代裏的地層是相對應的，地質年代單位也分別對應其年代地層單位。地質年代單位從大到小分別為：宙、代、紀、世;年代地層單位從大到小分別為：宇、界、係、統。二者的對應關係如下：

　　地質年代單位 年代地層單位

　　宙…………………………………………………宇

　　代…………………………………………………界

　　紀…………………………………………………係

　　世…………………………………………………統

　　三、地質曆史與人類曆史的對比

　　地質曆史和人類曆史在諸多方麵存在可比性，我們可通過對人類曆史的認識來類比對地質曆史的認識(見表3-1)。

　　表3-1地質曆史與人類曆史類比表

　　年代、事件

　　對比年 代曆史事件二種單位的

　　對應關係

　　相對年代絕對年代

　　人類曆史特征隻說明各曆史事件的相對早晚，無絕對數量關係不僅能說明各曆史事件的相對早晚，而且能說明距今多少年人類曆史年代當中的事件年代與其發生的事件相對應，年代單位也與事件單位相對應

　　舉例如明代、清代隻說明明代早於清代，而不能說明距今多少年公元(1638-1644)為明代;公元(1644-1911)年為清代。不僅說明了明代早於清代，而且說明了距今的時間明代存在一個王朝叫明朝;清代存在一個王朝叫清朝。明代對應明朝;清代對應清朝。代與朝相對應

　　地質曆史特征隻說明各地質事件的相對早晚，無絕對數量關係不僅能說明各地史事件的相對早晚，而且能說明距今多少年地質年代當中的地層(地質事件)地質年代與形成的年代地層相對應。地質年代單位與年代地層單位相對應

　　舉例石炭紀、二迭紀隻說明石炭紀早於二迭紀，而不能說明距今多少年地史當中285-330百萬年間為石炭紀;250-285百萬年間為二迭紀。不僅說明了石炭紀早於二迭紀，而且說明了距今的時間石炭紀、二迭紀形成的地層分別叫石炭係、二迭係。 石炭紀對應石炭係;二迭紀對應二迭係。紀與係相對應。

　　四、地質年代表

　　(一)地質年代表的建立

　　古生物是地史時期的古動物(圖3-2)和古植物(圖3-1)的總稱。古生物學的研究對整個地質年代表的建立具有重要的意義。

　　19世紀以來，地質學家和古生物學家，通過對全球各個地區新老不同的地層進行對比研究，特別是對其中所含的古生物化石對比研究，逐漸認識到地球和地殼在整個發展過程中，生物界的演化及無機界的演化均表現出明顯的自然階段性。因此，依地球演化的這種自然階段性，再配合同位素地質年齡的測定，對漫長的地質曆史進行了係統性的編年與劃分，最後編製出一個在全球範圍內能普遍參照對比的年代表，即地質年代表(表3—2)。

　　圖3-1石炭二迭紀植物化石

　　a-大羽羊齒;b-古蘆木;c-櫛羊齒;d-輪葉

　　a-希瓦格筵(C);b-泡沫珊瑚(S);c-五房貝(S);

　　d-萊德利基蟲(∈);e-德氏蟲(∈)

　　圖3-2古動物化石

　　表3—2地質年代表

　　(二)地質年代表的說明

　　地質年代表的內容包括地質年代單位、名稱、代號和絕對年齡值等。它反映了地殼中無機界(礦物、岩石)和有機界(動物、植物)演化的順序、過程和階段。地質年代表的建立是對世界各地的地層進行係統劃分與對比的結果，是地史學的偉大成就。

　　地質年代表中，最大一級的地質年代為“宙”，它往往反映全球性的無機界與生物界的重大演化階段，整個地質曆史從老到新被分為二個宙，把生命不明顯的地質時代叫隱生宙，生命大發展的地質年代叫顯生宙。每個宙的演化時間均在5億年以上;比宙小的次級單位為“代”，它往往是無機界與生物界具有明顯演化的階段，每個代的演化時間均在5000萬年以上;第三級單位為“紀”，它反映了全球性生物界的明顯變化及區域性無機界的演化階段，每個紀的演化時間在

　　200萬年以上;第四級為“世”它往往反映了生物界中“科”與“屬”的變化。

　　在顯生宙形成的地層稱為顯生宇;古生代形成的地層稱為古生界;寒武紀時期形成的地層稱為寒武係等等，依次類推。

　　從地質年代表中可見，前寒武紀(隱生宙)是古老而漫長的一個地史階段，約占全部地質時期的5/6。而生物欣欣向榮的寒武紀以來(顯生宙)，其形成時間隻占短短的1/6(圖3-3)。

　　圖3-3地史發展階段劃分示意圖

　　地質年代一般地了解到“紀”。如侏羅紀、白堊紀是恐龍生活的時代;石炭紀、二迭紀是成煤的時代等等。在整個地質曆史當中，地質年代有以下紀：震旦紀(Z)、寒武紀(∈)、奧陶紀(O)、誌留紀(S)、泥盆紀(D)、石炭紀(C)、二迭紀(P)、三疊紀(T)、侏羅紀(J)、白堊紀(K)、第三紀(R)、第四紀(Q)。

　　〔附記憶口訣如下： 震旦(Z)的漢武(∈)以奧陶(O)的紫留(S)泥盆(D)拾炭(C)， 跌了二、三跌(P)(T)， 諸如(J)白鵝(K)三、四戲水(R)(Q)。〕

　　(三)地史時期古植物的大“爆發”與煤的形成

　　綜觀整個地質曆史，古植物界曾出現過三次重大變革，存在著明顯的階段性演化。

　　地球上第一次植物大爆發(孢子植物)出現在晚古生代的石炭紀、二迭紀，第二次出現在中生代的三疊紀、侏羅紀(裸子植物)，第三次出現在新生代的第三紀至今(被子植物)。而全球第一次大規模的成煤也出現在晚古生代的石炭紀、二迭紀，第二次、第三次成煤也分別和第二次、第三次古植物的大規模 “爆發”相關(見表3-3)。這是否說明植物的發展史與煤的形成史有某種必然的聯係呢?事實上，煤就是由地史時期的古植物形成的(這將在第四章中加以討論)。古植物的大爆發為煤的形成提供了必要的物質基礎，植物的發展史與成煤史相對應。

　　表3-3植物大爆發時代與形成煤的時代比較表

　　成煤次數

　　對比第一次第二次第三次

　　植物爆發時代石炭紀、二迭紀三疊紀、侏羅紀第三紀

　　形成煤的時代石炭紀、二迭紀三疊紀、侏羅紀第三紀

　　植物爆發類型孢子植物大繁盛裸子植物大繁盛被子植物大繁盛

　　第四章 煤及煤層的相關知識

　　煤是煤礦企業的產品。煤不僅是能源，而且是十分重要的工業原料，隨著工業的發展，煤的用途也愈來愈廣。為了合理地開發和利用煤炭資源，就必須了解煤的成因、性質，掌握煤層的形成和賦存規律，以便科學地指導采掘工作。為此，我們將在本章介紹煤、煤層及相關知識。

　　第一節 煤的形成及煤

　　一、煤的形成

　　(一)成煤的原始物質

　　煤是一種重要的沉積成因的可燃有機岩，它是由古植物遺體轉化而來的。證據如下：煤層及其頂底板岩石裏，有完好的植物莖葉化石;在泥岩、頁岩底板中可見到完好的植物根化石;把煤磨成薄片，放在反光顯微鏡下觀察。可見到煤中保存有大量完好的細胞組織殘體及孢子、花粉、樹脂體、角質層和藻類遺骸(圖4-1)。由此可見，煤是由植物轉變而來的。

　　a-孢子體　　　　　　　　　　　　 b-樹皮體

　　圖4-1顯微鏡下煤中尚未完全分解的植物殘體

　　(二)煤的形成條件

　　煤是由植物遺體轉變而來的，然而僅有植物仍然還不能形成煤層。這是因為煤的形成不僅與植物條件有關，而且和其形成時的古氣候條件、古地理環境及地殼運動方式有頗為密切的關係。

　　1.繁茂的植物條件

　　植物是成煤的原始物質，所以植物的大量繁殖是成煤的基本條件。

　　在地殼發展曆史中，植物生長大繁盛的時期有石炭、二疊紀(孢子植物)、三疊紀和侏羅紀(裸子植物)、第三紀(被子植物)。在世界各地，這幾個時期形成的地層中，均有煤層形成。我國的主要聚煤期有：石炭二疊紀聚煤期;三疊侏羅紀聚煤期;第三紀聚煤期。

　　2.溫濕的古氣候條件

　　溫暖而濕潤的氣候條件，不僅有利於植物的生長和繁殖，而且有利於泥炭沼澤的演化。

　　3.積水沼澤的古地理條件

　　沼澤是指有大量植物生長的積水凹地。有泥炭層生成的沼澤叫泥炭沼澤。泥炭沼澤環境不僅有利於植物的繁盛，而且有利於植物的保存。一般地說，沼澤具有地形上的廣闊性，平緩而又低窪，是成煤的自然地理條件。

　　泥炭沼澤又分為濱海沼澤和內陸沼澤。前者是由於地殼的緩慢下降運動，使近海平原積水而變成沼澤;後者是由於內陸湖泊中沉積物的不斷堆積，湖底淤塞，水體變淺而演化成沼澤。

　　4.緩慢沉降的地殼運動條件

　　地殼運動對成煤，特別是形成可供開采的具有經濟價值的煤層，有極為重要的意義。這是因為，地殼沉降速度的快慢，控製著植物遺體的堆積厚度。

　　當地殼沉降的速度與植物遺體堆積的速度相一致時(均衡狀態)，可造成植物遺體的連續堆積;如果地殼沉降速度小於植物遺體堆積速度，積水漸淺，植物遺體暴露在水麵附近或水麵之上，受到氧化而被分解破壞，不利於植物遺體的保存，隻能形成薄煤層;如果地殼沉降的速度大於植物遺體堆積速度，積水漸深，碎屑物質或化學物質的沉積逐步覆蓋在植物遺體的表麵，中止了成煤。可見，煤層的厚度取決於地殼沉降與植物遺體二種堆積速度的關係，均衡時間越長，植物遺體的堆積越厚，並進而形成具有工業價值的煤層。

　　由於以上四個條件必須同時具備時才能形成具有工業價值的煤層，因此這四個條件就成為形成煤層的必要條件。從植物登陸以來，這四個條件相遇的時間均超過幾千萬年，從這個角度而言，煤對人類是不可再生的資源。

　　(三)煤的形成過程

　　成煤的植物可分為高等植物和低等植物兩大類。

　　低等植物是菌類和藻類的植物。它們是單細胞或多細胞構成的絲狀體或葉狀體植物，沒有根、莖、葉等器官的分化，全部是柔軟的組織，構造比較簡單，多數生活在水中。低等植物形成的是腐泥煤。

　　高等植物有苔蘚植物、蕨類植物和種子植物，如草、灌木、喬木等。它們是由低等植物演變而來的，為適應長期的陸地生活，它們有完善的根、莖、葉等器官的分化。高等植物的組成成分是木質素、纖維素及較穩定的角質層、木質層、孢子、花粉、樹脂體等。這些物質都參與成煤作用。高等植物形成的是腐植煤。

　　由於絕大多數的煤層都是由高等植物形成的腐植煤。因此，下麵我們隻討論腐植煤的形成過程。腐植煤的形成大體分二個階段：泥炭化階段、煤化階段。

　　1.成煤的第一階段——泥炭化階段

　　指植物遺體在沼澤中轉化為泥炭的地質作用過程。高等植物死亡後，其遺體堆積在積水沼澤中，在受到生物複雜的物理化學作用下，其植物組分開始發生水解和分解，逐步形成以有機組分為主的泥狀物質，即泥炭。

　　泥炭一般為棕褐色、棕黑色， 無光澤，質軟疏鬆， 自然狀態下含水分10% 以上，含腐植酸50%以上。泥炭曬幹後可作燃料、化工原料及肥料等。

　　⒉ 成煤的第二階段——煤化階段

　　指泥炭沼澤中的泥炭逐步轉變為煤的地質作用過程。該作用階段包括兩個連續的過程，即成岩作用和變質作用。

　　(1)成岩作用 泥炭→褐煤

　　泥炭層形成後，逐漸沉向地殼的較深部位。在地溫、地壓，主要是靜壓力的作用下，泥炭層逐步被壓緊，失去水分，放出部分氣體，體積變小而致密。同時，泥炭中的有機成分、分子結構也在發生著變化，具體表現為：碳元素含量的相對增加，氧、氫元素的含量相對減少，腐植酸含量不斷減少直至消失，泥炭由量變產生質變而形成褐煤。這種由鬆軟多水的泥炭變成了少水的有一定硬度的褐煤的過程稱為成岩作用。

　　(2)變質作用 褐煤→煙煤→無煙煤

　　褐煤形成後，隨著地殼的持續下沉，逐漸沉降到地殼的深部。此時的地溫、地壓越來越大，褐煤中的有機物質產生重新排列、聚合，碳元素的相對含量進一步增多，氧和氫元素的含量進一步減少;有機質中揮發分含量繼續減少，腐植酸完全消失;另外由於高溫、高壓的作用，煤的物理性質和化學工藝性質也相應發生變化。褐煤經過這一係列的作用而變成煙煤或無煙煤甚至石墨的變化過程，稱為煤的變質作用。成煤過程及各階段的產物如表4-1。

　　表4-1成煤過程及各階段的產物

　　地質作用原始物質及遞變產物

　　成煤過程第一階段泥炭化作用高等植物

　　↓

　　泥岩

　　↓

　　褐煤

　　↓

　　煙煤

　　↓

　　無煙煤

　　第二階段煤化作用成岩作用

　　變質作用

　　二、煤的變質作用

　　(一)引起煤變質作用的因素

　　引起煤變質?