煤化学 第二章 煤的生成 - 图文

第二章 煤的生成

煤是植物遗体经过生物化学作用，又经过物理化学作用而转变成的沉积有机矿产，是多种高分子化合物和矿物质组成的混合物，它是极其重要的能源和工业原料。从植物死亡、堆积到转变为煤经过了一系列复杂的演变过程，这个过程称为成煤作用。成煤作用大致可以分为两个阶段:第一阶段是植物在泥炭沼泽、湖泊或浅海中不断繁殖，其遗体在微生物的参与下不断分解、化合、聚积的过程。这个过程起主导作用的是生物地球化学作用。低等植物经过生物地球化学作用形成腐泥，高等植物形成泥炭，因此成煤第一阶段可称为腐泥化阶段或泥炭化阶段。当已形成的泥炭或腐泥，由于地壳的下沉等原因而被上覆沉积物所掩埋时，成煤作用就转为第二阶段一一煤化作用阶段，即泥炭、腐泥在以温度和压力为主的作用下转变为煤的过程。成煤第二阶段又包括成岩阶段和变质阶段。在这一阶段中起主导作用的是物理化学作用。在温度和压力的影响下，泥炭进一步转变为褐煤(成岩作用)，再由褐煤变为烟煤和无烟煤(变质作用)。

煤与煤之间的性质千差万别，不仅不同煤田的煤质差别较大，即使是同一煤田中不同煤层的煤质，其差异也很大。若同一煤田同一煤层，但在不同地点采的煤样，其煤质也有较大的差别。甚至是在同一煤田同一煤层同一地点采样，而采样时，将煤层从上到下分成若干个分层采样，各分层的煤质也有差别。引起煤质千差万别的原因与成煤物质、成煤环境和成煤作用密切相关。

第一节成煤物质

一、成煤的原始物质

19世纪以前，人们对于成煤的原始物质并没有正确的认识。人们对煤成因的认识并不一致，曾提出过很多假说，归纳起来主要有三种：一是认为煤和地壳中的其他岩石一样，一有地球就存在;二是认为煤是由岩石转变而成;三是认为煤是由植物残骸形成的。

随着煤炭的大规模开采，人们在煤层中常常发现保存完好的古植物化石和由树干变成的煤，在煤层底板岩层中发现了大量的根化石、痕木化石等植物化石，证明它曾经是植物生长的土壤。随着煤岩学的发展，人们利用显微镜在煤制成的薄片中观察到许多原始植物的细胞结构和其他残骸，如孢子、花粉、树脂、角质层、木栓体等;在实验室用树木进行的人工煤化试验，也可以得到外观和性质与煤类似的人造煤。因此，煤是由植物而且主要是由高等植物转化而来的观点已成为人们的共识。

由于植物是成煤的主要原始物质，因此植物界的发展、演化以及各类植物的兴盛、衰亡必然影响着地史时期成煤特征的演化。植物在地史上，逐步由低级向高级发展演化，并经历了多次飞跃演化的漫长过程。从低等的菌藻到高级的被子植物，其发展过程显示出五个阶段，由老到新分别是:菌藻植物时代、裸蕨植物时代、蕨类和种子植物时代、裸子植物时代和被子植物时代。这几个阶段对煤的形成和聚积有直接关系。植物由低级向高级演化，当某种高等植物占优势后，有些植物灭绝。但低等植物的一些门类仍继续存在。

最早出现的植物是低等植物，低等植物是由单细胞或多细胞构成的丝状和叶片状植物体，没有根、茎、叶等器官的分化，如藻类。低等植物大多生活在水中，细菌的生存环境十分广泛，它们是地球上最早出现的生物，藻类从太古代、元古代开始一直发展到现在，其种类达两万种以上高等植物有根、茎、叶等器官的分化，包括苔藓植物、蕨类植物、裸

子植物和被子植物，地史上这些类别的植物除苔藓外，常能形成高大的乔木，具有粗壮的根和茎，成为重要的成煤物质。

植物的演化对煤的形成有十分重要的影响，只有当植物分布广泛、繁茂生长时才可能有成煤作用发生，而新门类植物群的出现又是形成新成煤期的前提。图2-1表示了最主要的植物门类在地史上的分布。

图2-1地史上主要植物群分布图 二、植物的有机组成及化学性质

植物主要由有机物质构成，但也含有一定量的无机物质。高等植物和低等植物的基本组成单元是细胞，植物细胞是由细胞壁和细胞质构成的。细胞壁的主要成分是纤维素、半纤维素和木质素，细胞质的主要成分是蛋白质和脂肪。各类植物以及同一植物的不同部分其有机组成各不相同，见表2-1。低等植物主要由蛋白质和碳水化合物组成，脂肪含量比较高;高等植物的组成则以纤维素、半纤维素和木质素为主，植物的角质层、木栓层、孢子和花粉则含有大量的脂类化合物。无论高等植物还是低等植物，也不论高等植物中的哪一种有机成分都可参与泥炭化作用进而形成煤。而植物的有机组成的差别，直接影响到它的分解和转化过程，最终影响到煤的组成、性质和利用途径。

从化学的观点看，植物的有机族组成可以分为四类，即糖类及其衍生物、木质素、蛋白质和脂类化合物。

(一)糖类及其衍生物(碳水化合物)

糖类( saccharide)及其衍生物包括纤维素、半纤维素和果胶质等成分。

纤维素是一种高分子的碳水化合物，它是构成植物细胞壁的主要成分，属于多糖，其链式结构可用通式(C6H10O5).表示，分子结构如图2-2所示。纤维素在活的植物体内对微生物的作用很稳定，但植物死亡后，需氧细商通过纤维素水解酶的催化作用可将纤维素水解为单糖，其反应式如下:

如果进一步氧化分解，单糖可最终分解为CO2和H20，其反应式如下: C6 H1206 +602一→6C02↑+6H20+热量

当成煤环境逐渐转变为缺氧环境时，单糖可以在还原细菌的参与下发酵生成脂肪酸，其反应式如下:

当成煤环境逐渐转变为缺氧环境时，单糖可最终分解为CO2和H2O，其反应如下：

厌氧细菌使纤维素发酵生成CH4、CO2、C3H7COOH等中间产物，参与煤化作用。无论是水解产物还是发酵产物，它们都可能与植物的其他分解产物作用形成更复杂的物质参与成煤作用。

半纤维素也是多糖，其结构多种多样，例如多戊糖(C5H8O4)n就是其中的一种。它们也能在微生物作用下分解成单糖。果胶质主要是由半乳糠醛与半乳糖醛酸甲酯缩合而成，属糖的衍生物，呈果冻状存在于植物的果实和木质部中。果胶质分子中有半乳糖醛酸，故呈酸性。果胶质不太稳定，在泥炭形成的开始阶段，即可因生物化学作用水解成一系列的单糖和糖醛酸。此外，植物残体中还有糖苷类物质，由糖类通过其还原基团与其他含是基物质，如醇类、酚类缩合而成。

(二)木质素

木质素(lignin)主要分布在高等植物的细胞壁中，包围着纤维素并填满其间隙，以增加茎部的坚固性。木质素的组成因植物种类不同而异。木本植物的木质素含量高，针叶树的木质部中木质素含量比阔叶树多。木质素是具有芳香结构的化合物，结构复杂，至今还不能用一个结构式来表示，但已知它具有一个芳香核，带有侧链并含有一OCH3、 OH、—O—等多种官能团。目前已查明有三种类型的单体，如表2-2所示。木质素的单体以不同的连接方式连接成三维空间的大分子，因此比纤维素稳定，抵抗微生物的破坏能力比纤维素强，不易水解。但腐植化作用中，在氧的存在下，木质素首先遭到真菌分解被破坏，然后被需氧细菌分解形成芳香酸和酚类化合物。如果进一步氧化，芳香酸和酚类化合物进一步破坏形成脂肪化合物，并最终形成CO2和H20而逸散。

芳香酸(如苯甲酸)是组成腐植酸的一种带羧基的有机化合物;酚类(如苯酚)是组成腐植酸的一类带起基的芳香化合物。后者加热脱水可形成腐植物质的稠环化合物。因此，木质素是成煤原始物质中重要的有机组分。在有水参与下的高压釜中的模拟实验表明，由纤维素产生的腐植酸可达到20%，而由木质素产生的腐植酸只有百分之几。无论是木质素还是纤维素，形成腐植酸的数量和性质主要取决于原始物质、沼泽的氧化还原电位和pH值。

(三)蛋白质

蛋白质是构成植物细胞原生质的主要物质，是生命起源最重要的物质基础，它在植物体内所占比重不大。蛋白质是一种无色透明半流动态的胶体，是由许多不同的氨基酸分子按照一定的排列规律缩合而成的具有多级复杂结构的高分子化合物(见图2-3)。一个氨基酸分子中的一COOH和另一个氨基酸分子中的一NH2生成酰胺键，分子中的一CO—NH—称为

肽键。蛋白质是天然多肽，相对分子质量在10000以上，一般含有羧基、胺基、羟基、二硫键等。煤中的氮和硫可能与植物的蛋白质有关。植物死亡后，蛋白质在氧化条件下可分解为气态产物而逸散掉。在泥炭沼泽中，它可水解生成氨基酸、卟啉等含氮化合物，氨基酸可以与糖类发生缩合作用生成结构更为复杂的腐植物质，参与成煤作用。

如果在需氧细菌的强烈分解作用下，蛋白质最后可以分解为CO2、H2O、氨及硫、磷的氧化物等逸散掉而无法参与泥炭的形成。

(四)脂类化合物

脂类化合物(lipid)通常指不溶于水而溶于苯、醚和氯仿等有机溶剂的一类有机化合物，包括脂肪、树脂、蜡质、角质、木栓质和孢粉质等。脂类化合物的共同特点是化学性质稳定，因此能较完整地保存在煤中。

脂肪属于长链脂肪酸的甘油酯，如甘油三软脂酸酯(见图2-4)。低等植物脂肪较多，如藻类含脂肪可达20%。高等植物一般仅含1%~2%，且多集中在植物的孢子、种子或茎皮、树皮中。脂肪受生物化学作用，在酸性、碱性溶液中可被水解，生成脂肪酸和甘油，前者参与了成

煤作用。在自然条件下，脂肪酸具有一定的稳定性，因此在泥炭、褐煤的抽提沥青中能发现脂肪酸。

树脂是植物生长过程中的分泌组织产生的分泌物，具有保护作用，高等植物中的针状植物含树脂最多，低等植物不含树脂。树脂是混合物，其成分主要是二萜和三萜类衍生物。在树脂中存在的典型树脂酸有松香酸和右旋海松酸(见图2-5)。这两种树脂酸具有不饱和性，能发生聚合。树脂的化学性质十分稳定，不受微生物破坏，也不溶于有机酸，因此能较好地保存在煤中。我国抚顺古近纪和新近纪褐煤中“琥珀”就是由植物的树脂演变而成的。

蜡质的化学性质类似于脂肪，但比脂肪更稳定，通常以薄层覆盖于植物的叶、茎和果实的表皮上，防止水分的过度蒸发并保护植物免受伤害。蜡质的成分比较复杂，主要是长链脂肪酸和含有24—36(或更多)个碳原子的高级一元醇形成的酯类(如甘油硬脂酸类)，其化

学性质稳定，不易被分解。在泥炭和褐煤中常常发现有蜡质存在。

角质和木栓质都是植物保护组织产生的物质。角质是构成角质层的主要成分，植物的叶、嫩枝、幼芽和果实的表皮常常覆盖着角质膜。角质是脂肪酸脱水或聚合作用的产物，其主要成分是含有16~18个碳原子的角质酸。木栓质是构成植物的木栓层的主要成分，主要成分是ω脂肪醇酸、二羧酸、碳原子数大于20的长链羧酸和醇类。角质和木栓质的化学性质稳定，因而由它们形成的植物组织常保存于煤中。

孢粉质是构成植物繁殖器官孢子和花粉外壁的主要有机成分，具有脂肪一芳香族网状结构。化学性质非常稳定，能耐一定的温度和酸、碱处理，不溶于有机溶剂。古生代煤中常保存有大量的孢子。

除上述四类有机化合物外，植物中还有少量鞣质、色素等成分。鞣质(又称丹宁)是由不同组成的芳香族化合物，如丹宁酸、五倍子酸、鞣花酸等混合而成，并具有酚的特性。鞣质浸透了老年木质部细胞壁、种子外壳，许多树皮中鞣质高度富集，如红树皮中鞣质达21%~58%，铁杉、漆树、云杉、栎、柳、桦等现代和古近纪、新近纪成煤植物的重要种属都含有鞣质。 鞣质具有抗腐性，泥炭藓的细胞壁由于浸透了鞣质，所以抗腐性很强，一般分解程度较低。色素是植物内贮存和传递能量的重要因子，含有与金属原子结合的吡咯化合物结构。

综上所述，不论是高等植物还是低等植物以及微生物，都是成煤的原始物质。如果氧化作用一直进行到底，无论什么植物成分全部都会遭到破坏和分解而变成气态和液态产物而逸散，这样就不能形成泥炭。实际上氧化分解往往是不充分的，由于植物本身特性及环境两方面的原因，常常使沼泽的环境不会永远保持不变。事实上由于沼泽环境的改变会促使植物群落生长的变迁，而不同植物群落的生长又会改造沼泽的环境。两种因素相辅相成，相互影响又相互制约。因此沼泽的氧化、氧化一还原及还原三种环境经常变化并交替出现，结果造成植物分解、保护、再分解、再保护的多次过程，所以成煤植物的各种有机族组成都可能通过不同途径和过程参与成煤，这是煤具有高度复杂性的重要原因之一。 三、成煤植物对煤炭性质的影晌

由于植物的种类不同，其有机组分的百分含量也不同。低等植物主要是由蛋白质和碳水化合物组成，脂肪含量比较高，而高等植物的组成则以纤维素、半纤维素和木质素为主。相同植物其不同部分的有机组分含量也不同，如木本植物各部分的有机组成差别很大。

高等植物和低等植物都是成煤的重要原始物质。由于成煤的原始物质不同，必然导致煤炭在性质上的差异和用途上的不同。由高等植物形成的煤叫\腐植煤\，由低等植物形成的煤叫\腐泥煤\，而由高等植物、低等植物共同形成的煤叫\腐植腐泥煤\。这些由不同种类的成煤植物所形成的各种类型的煤，称为不同成因类型的煤。

若成煤的原始物质主要是植物的根、茎等木质纤维素组织，则煤的氢含量就比较低造成煤的原始物质是由含脂类化合物多的角质层、木栓层、树脂、孢粉所组成，则煤的氢含量就高(见表2-3);若成煤的原始物质是由藻类所组成，则煤的氢含量就更高。这些煤在加工利用过程中，表现出来的工艺性质很不一样，所以成煤的原始物质是影响煤炭性质的重要因素之一。

第二节成煤环境

成煤环境研究是深入认识聚煤规律的重要理论基础，同时成煤模式的建立对煤田预测和勘探具有重大现实意义。

煤由堆积在沼泽中的植物遗体转变而成，植物遗体不是在任何情况下都能顺利地堆积并能转变为泥炭，而是需要一定的条件。首先需要有大量植物的持续繁殖，其次是植物遗体不致全部被氧化分解，能够保存下来转变为泥炭。适于植物遗体堆积并转变为泥炭的场所是沼泽。沼泽是地表土壤充分湿润、季节性或长期积水、丛生着喜湿性沼泽植物的低洼地段。当沼泽中形成并堆积了一定厚度的泥炭层时称为泥炭沼泽，泥炭沼泽既不属于水域，又不是真正的陆地，而是地表水域和陆地之间的过渡形态。适于泥炭沼泽发育的沉积环境有海滨或湖泊沿岸、三角洲平原、冲积平原、冲积扇前缘等。 一、泥炭沼泽的形成

(一)泥炭沼泽的形成条件

泥炭沼泽的形成和发育是地质、地貌、水文、土壤、植物等多种自然因素综合作用的结果。沼泽是在一定的气候、地貌和水文条件下的产物。

晚近时期构造运动对泥炭沼泽发育的影响，主要表现为断裂或节理裂隙所构成的破碎带，经风化剥蚀而发展成洼地，形成汇水地区，从而为泥炭沼泽的形成提供了地貌、水文条件。地壳升降运动的幅度、速度、频率等，影响泥炭沼泽的形成、泥炭层数及厚度。一般来说，地壳上升，往往引起侵蚀作用增强。由低位泥炭沼泽发展至高位泥炭沼泽，与沼泽区构造活动保持相对稳定或缓慢下沉密切相关，如果沼泽区地表不断下沉，地下水位随之不断上升，形成地下水对沼泽的丰富补给，低位泥炭沼泽得到持续发展。地下水位的下降，不利于泥炭沼泽的形成，如果地壳沉降速度与植物堆积的速度相对平衡时，在地面平坦的低洼地段造成地区泄水条件不畅，有利于泥炭沼泽的发育。川西北若尔盖高原泥炭区是我国最大的泥炭沼泽，14C测定表明，其中的泥炭形成始于距今12 000万~9 300万年。到现在为止，泥炭沼泽仍处于富营养阶段，主要是由于若尔盖高原\盆地\一直保持持续下降，地下水位始终较高。当泥炭沼泽区下降较快，植物物料补充不足时，泥炭沼泽将被水和而

后的沉积物覆盖，泥炭的堆积过程将中断。如果沼泽区保持相对稳定或泥炭生长速度超过下降速度，那么植物残体堆积物的顶面将逐渐升高，沼泽表面微微凸起，泥炭沼泽的演化得以继续进行。

自然地理、地貌条件与泥炭沼泽的形成有密切关系。发育泥炭沼泽，首先应有缓慢沉降的低洼地带，这种洼地有利于水的汇聚而不利于水的排泄，由于基底的缓慢沉降，使地下水位能保持缓慢速度持续抬升;其次，泥炭沼泽发育地区大多与活动能量大的水体(如海、湖、河)间以一定形式的保护屏障被相对隔离的地带(如沙坝或沙嘴或沙滩)阻隔，而且相对分离于开阔海域以外的海湾;岛湖地带、天然堤与活动河道分离的河后沼泽及废弃河道等;再次，泥炭沼泽发育的地带，大多为地表地形高差变化不大且地表宽缓低平能量低的地带。由于泥炭沼泽具有水陆过渡性质，而滨海地带正是海洋与陆地相互作用的结果，尤其是海水的波浪、岸流、潮沙以及大范围的海面升降等作用，都为泥炭沼泽的广泛发育创造了有利的地貌条件。滨海地带的海湾澙湖，三角洲平原上的分流河道之间的低洼地以及靠近海边缘部分的澙湖湿洼地，热带、亚热带地区的海岸和河口地区都是泥炭沼泽发育的良好场所。如我国的长江三角洲和珠江三角洲地带，地下埋藏的泥炭层就是古三角洲平原上的产物，还有现代的一种特殊类型的、滨海泥炭沼泽一一红树林泥炭沼泽。

内陆有利于发育泥炭沼泽的地区一般多属于河流作用、冰川作用有关的河湖地带。内陆地区地表径流是塑造地貌的重要营力。一般在山地、丘陵、台地，由于暂时性流水的作用易形成源头洼地、沟谷洼地、洪积扇缘洼地等;在平原地带，由于经常性流水作用塑造成长条状洼地，如河漫滩洼地、废弃河道洼地等，这些洼地往往成为泥炭沼泽发育的有利场所。

气候条件是决定泥炭沼泽的主要因素。气温和土壤温度影响植物的生长速度和生长量，同时还控制着微生物的繁殖和活动强度，从而影响植物残体的分解速度。当气温、土温低时，植物生长缓慢以及植物残体分解速度低，因而泥炭积累不多，在热带地区，植物的生长量和分解速度都较高，泥炭积累亦受到限制。在气候条件中，湿度因素对植物的生长、微生物活动及泥炭沼泽的形成和发展具有重要意义。当年平均降水量大于年平均蒸发量时，即湿润系数大于1时，泥炭沼泽可得到广泛的发育。据Γ. H.维索斯基的资料，当湿润系数达1. 33时，在缓坡地带也可形成泥炭沼泽。此外，湿度还影响微生物的活动强度。一般在湿度为土壤最大持水量的60%~80%时，微生物的活动力最强;在大于80%、小于40%时，微生物活动力较弱或极弱。现代泥炭沼泽的研究证实，由低位泥炭沼泽发育至高位泥炭沼泽与湿润气候有关。现代的高位泥炭沼泽主要分布在西北欧、北欧、波罗的海三国、俄罗斯、日本北部以及北美;在赤道附近和南半球，主要分布于高降雨量的海洋气候区，如印度尼西亚、马来西亚和巴西的热带低地以及智利、阿根廷南部和新西兰的凉温地区。

形成泥炭沼泽的水文条件主要是入水量，即地表水和地下水的流入量及大气降水量要大于出水量(即地表水、地下水的流出量和蒸发量)，这样才能使泥炭沼泽化地带长期处于排水不畅的积水状态。地下水位与泥炭沼泽中植物群落的种类和生长也有密切的关系。贫营养植物主要在地下水位以上生长，仅接受风力搬运和降雨补给的养分;富营养植物是在地下水提供的矿物质营养和水的条件下生长，因此生成低位泥炭灰分较高。

(二)泥炭沼泽的演化

泥炭沼泽是水域和陆地的过渡形态，因此它的形成产生于两种泥炭沼泽化的方式:由水域演化为泥炭沼泽，称为水域泥炭沼泽;由陆地演化为泥炭沼泽。

水域泥炭沼泽广泛分布于世界各地。水域包括湖泊、河流、滨岸地带的各种海湾和河口湾等。水域的泥炭沼泽化都是从岸边及水体底部植物丛生开始，这些地带往往水深不大，水层透明度较好，水温适宜，含盐度低等。淡水湖(含盐度<0.3%)易于沼泽化，碱水湖(含盐度>24.695%)植物生长困难，难以泥炭沼泽化，微碱水湖(含盐度在前二者之间)有可能沼泽

化。滨海的满湖，如不经过淡化过程，就难以泥炭沼泽化。河流的泥炭沼泽化大多发生在平原或山间谷地的中、小河流地带，这是由于河道迂回曲折，河床宽浅，水流平稳，岸、底植物丛生，植物的繁茂更加减缓水的流速，因此有利于泥炭沼泽化。水域泥炭沼泽化可以概括为三种模式:浅水缓岸湖泥炭沼泽化发育模式、深水陡岸湖泥炭沼泽化发育模式和小河泥炭沼泽化发育模式。水域泥炭沼泽的泥炭层底部常存在由湖泊或深水沼泽形成的腐泥层，接着发育为富营养的草本沼泽泥炭一一低位泥炭，然后再过渡为中营养的草本、藓类沼泽泥炭，最后转变为以泥炭藓为主的藓类沼泽泥炭。

陆地沼泽化比水域沼泽化更为广泛，面积也较大，尤以气候温和湿润地带最为发育。陆地泥炭沼泽化有多种成因:有的是由于地下水位升高或溢出地面;有的是由于地表低洼，洪水、冰雪融水及大气降水的汇集，使地表过湿或积水，土层通气条件恶化而形成;有的则是由植物自然更替而引起土壤养分的贫化而造成。

陆地泥炭沼泽化可产生在草甸、干谷、森林地带和永冻土地带。分布在各种地貌类型中的草甸，如河漫滩、阶地、坳沟、山间小盆地、平缓分水岭、缓坡地、扇缘洼地、冰蚀冰碳谷地及溶蚀洼地等，在有利的温湿条件下，都可以发生草甸泥炭沼泽化。森林地带的沼泽化，往往是由于森林残落物的过分积累及土壤灰化作用引起。永冻土区的泥炭沼泽化是由于气候严寒、降水少，使得地表切割微弱，地面众多封闭的洼地易形成小的湖沼，而永冻层可作隔水层，使地表水不能入渗，在气温低、湿度大、蒸发量小的情况下出现了厌氧条件，从而形成了泥炭沼泽。 二、泥炭沼泽的类型

(一)按水分补给来源分

根据泥炭沼泽的表面形态、水分补给来源、矿物养分和植被差异，泥炭沼泽可以分为低位泥炭沼泽、中位泥炭沼泽和高位泥炭沼泽三种类型。

1.低位泥炭沼泽

这种沼泽类型多处于泥炭沼泽发展的初期。低位泥炭沼泽的表面由于泥炭的积累不厚，且尚未改变原有的地表低洼形态，地表水和地下水作为丰富的水源补给，潜水位较高或地表有积水，溶于水中的矿物质养分丰富。沼泽多为中性或微碱性，pH=7~7. 8，沼泽植物要求养分较多，种属较丰富。

由于低位泥炭沼泽富营养，所以有人称为富营养泥炭沼泽。因此，在这类沼泽中高等植物容易大量繁殖，形成茂密的植被，这就对泥炭形成提供了有利条件。在低位泥炭沼泽中形成的泥炭，灰分较高，沥青质含量低，焦油产出率较低。我国第四纪泥炭形成于这种类型的沼泽约占90%，在地史中各成煤期内也大多形成这种泥炭沼泽类型。

2.高位泥炭沼泽

这种类型的泥炭沼泽往往处于泥炭沼泽演化的后期。沼泽主要是由大气降水补给，沼泽的水面位于潜水面之上，水源不充足，水中缺少矿物质养分，因而有人称为贫营养泥炭沼泽。高位泥炭沼泽在发展演化中，泥炭积累速度与养分的供给状况发生了变化。即在沼泽的边缘部分，易得到周边流水所携带的丰富营养，而中心部位则难以得到富养分的地表水和地下水的补给，仅靠大气降水补给，促使贫营养植物首先出现于中心地带。由于中心地带植物残体分解速度慢，使得泥炭增长速度快，与沼泽周边相比，泥炭积累快，于是形成了高位泥炭沼泽中部高出周边的特有剖面形态。这类沼泽生长的植物多为草本或藓类植物，种属较为稀少，多发育在地势较高，且较冷和较潮湿的气候条件。

3.中位泥炭沼泽

这类泥炭沼泽多出现于前两类沼泽的过渡时期，在特征与性质上具有过渡特点，因此又称为过渡类型或中营养泥炭沼泽。这类泥炭沼泽的表面，由于泥炭的积累趋于平坦或中

部轻微凸起，地表水和地下水通过周边的泥炭层时，其中的水分和养分被部分吸收，到达中心地带时，已大为减少，因而潜水位变低，营养状况变差，泥炭层也处于中性到微酸性，植被以中等养分植物为主。

泥炭沼泽形成后，可由低位泥炭沼泽经中位泥炭沼泽发展至高位泥炭沼泽，这种变化称之为泥炭沼泽的演化。

(二)按距离海岸的远近分

根据沼泽距离海岸的远近，泥炭沼泽可以为近海泥炭沼泽与内陆泥炭沼泽。 1.近海泥炭沼泽

在近海地区不论是滨海平原、滨海三角洲平原，还是潮坪带都有泥炭沼泽发育。 ①滨海泥炭沼泽

在北美大西洋及墨西哥湾沿岸的滨海平原，宽达五百余公里，地势低平，而大部分滨海平原海拔不及30 m。滨海平原上分布着许多宽阔的河流盆地，由于泄水不良，有泥炭沼泽发育，有些面积可达几千平方公里。

②三角洲平原泥炭沼泽

美国密西西比河三角洲及墨西哥湾北岸发育着大片的滨海沼泽，局部伸入到大陆内部达50 km。各种植物带及其相应的沼泽平行海岸分布，由滨海生长网茅等草本植物的咸水沼泽，在陆地上变成繁殖莞属等植物的微咸水沼泽，生长芦苇、苍茅等的半微威水沼泽，最后变成以香蒲、芦苇为主的淡水沼泽。

③红树林泥炭泪泽

红树林泥炭沼泽是一种特殊类型的滨海泥炭沼泽，红树林是热带地区的海岸植物，它生长在滨海的浅海滩上。涨潮时潮水淹没了浅海滩，树干被淹泡在水中，只有树冠漂露在海面上，成为一片\海洋森林\落潮后露出的树干常沾满了污泥，树根周围堆积了大量的浮泥(海滩上茂密的红树林，有减低流速和加速沉积的作用)。为了适应长期浸泡在海水与淤泥等缺乏空气的环境中生活，又适应海岸中风浪，红树具有发达的支柱根和气根。红树的生长要求终年无霜、温暖和潮湿的气候，世界上红树林大致分布在南北回归线范围内。

2.内陆泥炭沼泽

内陆泥炭沼泽发育在山间盆地、内陆湖泊、冲积扇前缘、河漫滩阶地和牛轭湖等处。 (三)按植物群落分

根据沼泽内的植物群，泥炭沼泽可以分为草本泥炭沼泽和木本泥炭沼泽。我国四川西北部、康藏高原东北边缘的若尔盖沼泽属草本泥炭沼泽。若尔盖沼泽海拔3400 m，面积达2700 km2左右，该地区降水量大(年降水量为550~860 mm)，故地下水得到充分补给，而且气候寒冷，蒸发量小，年平均湿度较大，沼泽内长满了喜湿的草本植物和低等植物，如富草、苔草、甜茅、睡莲和藻类，这些植物随着水的深浅呈带状分布，所以在沼泽中堆积着泥炭层。泥炭层的厚度一般为2~3 m，厚者可达6 m，故为内陆高原低位草本型沼泽。

〈四〉按水介质的含盐度分

根据水介质的含盐度，泥炭沼泽又可分为淡水沼泽、半咸水沼泽和咸水沼泽。淡水沼泽一般是内陆的沼泽，大陆上分布很广，有些是湖泊淤泥形成的，有些是河流两侧的泛滥平原和扇前地区形成的，如我国的若尔盖沼泽、河北省围场县宽谷泥炭沼泽等。咸水和半咸水沼泽都是与海有关的近海泥炭沼泽。如我国海南岛崖县海边的红树林泥炭沼泽、海南岛文昌县境内由草本植物形成的滨海泥炭沼泽以及美国南部墨西哥湾北岸现代沼泽的分布情况，都可以看到由海向陆地方向延伸，由咸水沼泽逐步过渡到半咸水沼泽以至淡水沼泽。

海、陆相成煤环境在水介质、植物生态、共生生物、微环境控制因素、共生环境等方面存在显著差异，同时成煤环境的差异性也决定了成煤特点。海陆相煤层的显微组分组成特征、矿物质特征、有机组分及元素组成特征、硫分及硫形态特征、有机地球化学特征、

煤体形态特征、赋存岩系特征均有明显不同，它们成为识别海、陆相煤层的有效相标志。

三、成煤沉积环境模式

含煤岩系是一套在成因上有共生关系并含有煤层(或煤线)的沉积岩系，简称煤系。 成煤的沉积古地理环境特征是控制煤系形成的直接因素。当具备发育含煤盆地的构造条件、古气候和古植物条件以后，含煤沉积盆地的沉积古地理面貌是决定聚煤特征的重要条件。在煤系的形成过程中，泥炭堆积以前、堆积同期及其以后的沉积环境，都直接影响煤层的厚度和形态、煤层的侧向分布以及煤岩的组成和煤质特征。成煤的泥炭沼泽形成了以前的沉积环境，塑造了煤层聚集的地形、地貌条件，因而影响煤层的厚度变化及形态与分布。与泥炭沼泽同期存在的沉积环境配置，不仅直接影响煤层的形态及分布，而且与泥炭沼泽内部的环境共同控制了煤的组成，即煤岩、煤质的变化。成煤后的沉积环境，将影响泥炭层的保存条件及其后期剥蚀，而且间接影响煤质。

随着煤田地质学的深入发展，人们认识到，含煤岩系首先是在一定构造空间(盆地)内充填的沉积，它是具有三维空间形态的沉积体。因此，煤系是充填于煤盆地的全部有共生关系的岩系总和，它是依据具体的地质顶、底界面和侧向的各种地质边界(如沉积相的变化、地层的超覆、退覆及各种不整合关系)所围限的。

发育在滨海平原、三角洲平原、冲积平原等不同沉积环境中的沼泽，其空间分布、水介质条件、植被类型和泥炭堆积持续时间等不同，所形成的泥炭层转变成煤后，在煤层厚度、含夹肝情况、煤体空间分布形态、煤的矿物质含量和煤岩类型等方面均有差异。20世纪10-30年代，J.A.厄登(1912)、J.M.威勒尔(1930)和H.R.旺勒斯与威勒尔(1932)，先后在美国伊利诺伊盆地宾夕法尼亚系的海陆交替相煤系中，辨认出向上变粗和向上变细两种不同的岩石垂向层序，并将其在剖面中的重复出现称为旋回结构，它形成的原因主要有沉积成因、构造成因及气候成因。成煤沉积环境主要有以下几种。

(一)冲积扇成煤沉积体系

冲积扇是从山地峡谷向开阔平原转变地带上的一种河流冲积沉积体。“冲积扇是一种河流沉积体，它的表面相似于一段锥形面，从河流离开山区处向下坡辐射开。”(Bull，1968)冲积扇沉积体系常成为大陆上最靠近物源区的粒度粗、分选差、沉积速率高的沉积体系。

冲积扇沉积体系的出现、分布特征以及其内部结构都受许多因素控制。其中，构造条件的控制最直接最明显。冲积扇大量地分布在构造活动区，如裂谷带中各类断陷盆地的边侧，与走滑断裂有关的拉分盆地边侧以及断块构造、前陆盆地等地带中基底下降幅度大的地区。因而，在构造活动带的前沿形成巨厚、粗粒、快速的垂向加积为主的冲积沉积体，有些构造地质学家将这种沉积称做一种构造相，用以判别和研究构造变形。

世界许多古生代、中新生代的断陷煤盆地，大多伴生这种沉积体系。例如，西班牙北部石炭纪煤田、澳大利亚悉尼盆地晚二叠世煤系中的冲积扇体系，我国东北中生代煤系及东北与西南地区的新生代煤系中都发育有冲积扇沉积体系。

气候条件对冲积扇的形成和发育有影响。现代冲积扇大多见于干旱气候带。这种类型的冲积扇称为旱地扇或干扇。在潮湿气候带也有许多冲积扇形成和发育，这种类型的冲积扇称为湿地扇或湿扇，成煤的冲积扇体系都属于这种类型。

(二)河流成煤沉积体系

河流作用一方面作为一种建造性的地质营力，为煤的聚集创造着场所和条件;另一方面作为一种改造性的地质营力，侵蚀和破坏着泥炭层或煤层。河道的几何形态反映了河流多种参数的变化，如河流的坡降，横截面特征、流量，沉积负载的特征及流速等。通常依据河道的平面形态，将河流分为顺直河、辫状河、曲流河、网结河。

顺直河道一般少见，仅出现于某些河流的局部河段。辫状河的特征是坡降大，河身不

固定，迁移甚快，多呈交叉状，其主要特征是河床内河心滩极发育，河道较直且弯度低，大多出现于山麓地带及三角洲平原上。曲流河的特征是河床坡降较小，河身较稳定，由于侧向迁移作用，河流弯曲度大，因而易出现截弯取直的袭夺现象，形成牛辄湖、废弃河道，其最主要的特征是边滩发育，沉积物搬运量较为稳定，这种河大多出现于河系的中下游地带。网结河的河道交织呈网状，分支河道之间为湿地和植被极为发育的地带，受到植物的保护作用，往往使河道位置稳定，不易迁移;河道形态较为复杂，从弯度高至弯度极低的顺直河段，河道坡度低。

上述几种河流类型之间存在着一系列过度关系，它们在时间上、空间上可以互相演化。(三)湖泊成煤沉积体系

湖泊沉积体系主要是以淡水湖泊为主，多为陆源碎屑充填的滨海或内陆湖泊。一些大型的内陆湖泊或各类断陷盆地内的湖泊往往形成独立的沉积体系。

湖泊与其他水体不同之处主要在于它是一种闭合的水盆地，周围的陆源碎屑物质大部分都将搬运到盆地中，因此湖泊的碎屑沉积速度比海盆地要快，湖水波浪的影响范围要小;此外，湖泊对气候因素的影响反应较快，易于使湖水的水温和成分发生变化，最终影响湖面的变化。

湖泊沉积体系中，有时也具有其他沉积体系中的类似沉积环境。由于这些伴生的环境与湖泊的沉积作用有成因关系，所以也常带有自己的特征，如湖泊三角洲环境、湖滨岸环境等。

(四)三角洲成煤沉积体系

一般认为由于河流作用沉积在水体(海、湖)中的陆上和水下连续的沉积体，称为三角洲。通常是将河流入海的许多分道中，第一个分支以下的河流沉积地带，称为三角洲。

三角洲的形成过程受着多种因素的作用。其中，海洋作用与河流作用相对的强弱，在决定三角洲形态特征方面有着重要意义，可以形成许多不同的三角洲类型，其沉积特征也各异。Fisher等(1969)划分出了以河流作用为主的高建设性的三角洲以及以海洋作用为主的高破坏性的三角洲。按照河流作用的强度及沉积体的几何形态，河流作用为主的三角洲又划分为伸长的鸟足状三角洲和朵状三角洲;按照海水的波浪和潮沙作用，海洋作用为主的三角洲又分为浪控三角洲和潮控三角洲。根据沉积物的沉积速度和构造下沉速度的关系，三角洲还区分为浅水三角洲与深水三角洲。

三角洲的沉积作用是一种动态的变化过程。在三角洲的形成过程中，一方面，河流携带泥沙入海，使河口不断分叉、延伸，海岸线向海推进;另一方面，由于决口扇的发展，又使三角洲平原区域性地扩展，但分流河道向海推进过程不是无限制地发展，当河道延伸到一定长度后，其纵向比降低到一定临界条件，河道末端就会出现改道，寻找新的人海口，被废弃的河口由于沉积物源的中断或减少而出现了三角洲的破坏时期。沉积在海岸带的泥沙在受到海洋作用的改造后，重新分配，建立新的平衡。河流与海洋作用的这种相互消长的连续过程，就会出现多种多样的三角洲类型。

(五)滨岸带成煤沉积体系

滨岸带一般指滨海平原的外缘一直到海水浪基面以上的地带，它是狭长的高海水能量的环境，是一种海、陆交互的过渡地带。根据物源的来源特征，可以划分为陆源碎屑滨岸带及海盆内源的碳酸盐滨岸带。两者的沉积物补给不同，因此对成煤作用的关系也不尽相同。虽然内源碳酸盐滨岸带在其他条件有利时也能形成煤层，但有工业可采意义的煤层尚不多。这里主要介绍与成煤作用较密切的陆源碎屑滨岸带。

陆源碎屑滨岸带沉积物的补给，主要来自沿岸流搬运的远方河流沉积物、向陆搬运的大陆架沉积物、局部的陆岬侵蚀产物以及小的滨岸水系携带的沉积等。滨岸带的特征主要是由海水的波浪能与潮沙能决定的，其中两者都与潮差直接相关。海岸地形的分布与三种

潮差类型有关，即潮差为0～2m的小潮差，海岸多为浪控海岸，障壁岛等有关环境较发育;大潮差海岸(4～6m)为潮控海岸，多出现像海辐射线状沙脊的河口湾环境;中等潮差的海岸(2～4 m).其特征介于前两者之间，发育低矮的障壁岛和广阔的潮坪或沼泽(见图2-6)。

碎屑滨岸带的各种环境，如海滩、障壁岛、调湖、潮坪、河口湾等，它们可作为其他沉积体系的局部构成组分，也可组合成独立的滨岸带沉积体系。其中，障壁岛一漓湖体系是主要成煤沉积体系。这种沉积体系有陆源碎屑型，也有内源碳酸盐型。后者位于浅海海域内台地周边的滨岸带，其沉积作用具有生物化学等特征而与陆源碎屑滨岸带有着明显的差异，对于煤的聚集来说后者更具有重要意义。

在不同的构造背景和沉积环境下，形成了不同的含煤建造。中国地史时期，随着构造运动阶段性发展、海陆变迁和植物演化，聚煤作用逐步由浅海、滨海向内陆迁移，因此聚煤古地理景观也发生相应的变化，即早古生代为浅海环境，晚古生代以滨海环境为主，中生代从近海环境逐步过渡到内陆环境为主，新生代古近纪和新近纪主要为内陆盆地沉积环境，部分为滨海环境。由此说明聚煤模式的演化可以分为四个阶段，随地质时代变新，聚煤作用逐渐复杂，古地理类型逐渐多样化(见表2-4)。

续表2-4

第三节 成煤作用过程

高等植物在泥炭沼泽中持续地生长和死亡，其残骸不断堆积，经过长期而复杂的生物化学、地球化学作用，逐渐演化成泥炭、褐煤、烟煤和无烟煤。由植物转化为煤要经历复杂而漫长的过程，一般需要几千万年到几亿年的时间。整个成煤作用过程可划分为两个阶段，即由植物残骸转变为泥炭的泥炭化阶段和泥炭转变为褐煤、烟煤、无烟煤的煤化阶段。 一、成煤条件

煤的形成是自然界生物成矿作用的重要地质事件。自从地球上出现植物，便有了成煤的物质基础，但世界范围内最主要的成煤期都仅发生在某些地质年代。这是因为聚煤作用

的发生是古植物、古气候、古地理和古构造诸多因素共同作用的结果。

(一)古植物因素

地史上植物的发生和繁殖，从低等植物到高等植物，从水生植物、半水生植物到陆生植物，从简单到复杂，形成了种类繁多的植物世界，为煤的聚集提供了物质基础。只有当植物演化发展到一定阶段，即有高大的木本植物大量繁殖堆积，才能广泛形成有工业意义的煤层。在植物发展史上，早期出现的植物是生活在水中的低等植物，如菌类、藻类。分布于我国南方省份的石煤就是由低等植物演变而成的。随着植物的进化，从晚志留世一早泥盆世植物开始\登陆\，出现了陆生的高等植物(裸蕨)，裸蕨只能生活在水盆地的边缘，数量较少且个体矮小，未能形成大规模的煤层。高等植物中如石松纲、科达纲、银杏纲等，树木粗壮高大，树高可达三四十米。因此它们繁盛发育的石炭纪、二叠纪、白垩纪、古近纪、新近纪都是重要的成煤期。成煤需要大量的植物，据估算10 m厚的植物遗体堆积层可形成1 m厚的泥炭，进而转变为0.5 m厚的褐煤或0.17 m厚的烟煤。可见，只有当植物大面积分布，且持续繁殖才能形成储量丰富的煤田。

(二)古气候因素

气候与成煤的关系非常密切，它对成煤的影响主要表现在两个方面:首先，气候能影响植物的繁殖。研究表明，干旱的气候环境，不利于植物的生长，植被稀少;寒冷地区，植物生长缓慢;只有温暖、潮湿的气候环境最适宜植物的生长繁殖，植物非常茂盛。其次，气候控制着泥炭沼泽的发育。当年平均降水量小于年平均蒸发量时，只有少数有水源补给的低洼地区可能沼泽化;而当年平均降水量大于年平均蒸发量时，可导致低洼地区大范围沼泽化。所以，温暖、潮湿的气候是最适于聚煤作用发生的气候条件。

(三)古地理因紊

地形的起伏形成广大的沼泽地带，有利于植物群落的发展以及植物残骸浸没在水中，受厌氧细菌作用，发生变化并保存下来。一般最适于形成泥炭沼泽的古地理环境是广阔的滨海平原、瀉湖海湾、河流的冲积平原、山间或内陆盆地等。在这些地区，聚煤作用可以在几万至几十万平方公里范围内广泛而连续的发生。

(四)古构造因素

地壳的升降运动对成煤有重大的影响。不同地史时期的构造运动具有自身的特点，它对聚煤作用具有直接的影响，不仅影响聚煤盆地形态、聚煤中心和富煤带的展布和迁移，而且奠定了大型聚煤区的分布，控制海水进退及生物群的迁移。地壳的升降运动使得有可能保存植物残骸，并使之转变为沉积状态。地壳运动是地球运动、发展、变化的一种表现形式。地壳运动对成煤的影响表现在以下几个方面:

(1)泥炭层聚集要求地壳发生缓慢下降。下降的速度最好与植物残骸堆积的速度大致平衡，这种平衡持续的时间越久，形成的煤层也越厚。

(2)地壳沉降速度大于植物残骸的堆积速度，但泥炭沼泽上面的水层厚度约小于2m 时，水层下植物残骸就像一层养料一样，仍能产生和滋养新一代植物。泥炭层可继续增厚，同时水流和风带来的泥沙经过精细的掺混，会或多或少地淤积下来。

(3)泥炭层的保存并转变成煤层要求地球发生较大幅度和较快的沉降。当地壳某一部分陷落的同时，其相邻陆地会上升。此过程使得陷落地区的覆盖水层逐渐加厚。当水层厚度约大于2m时，因光线难于透过水层，植物因光合作用受阻不能生长，泥炭层的堆积也随之停止。从相邻的陆地上被水冲刷下来的泥沙开始在陷落区形成层状淤积，将泥炭层覆盖起来。与植物沉积层相间的泥沙形成炭质页岩的夹层(夹矸)，而位于煤层上方则形成矿物岩层(煤层顶板)。

同一地区若形成较多的煤层，则要求地壳在总的下降过程中发生多次较小的升降或间歇升降。

综上所述，在地质历史时期，聚煤盆地只有同时具备植物、气候、古地理和古构造对成煤所要求的条件，并且持续时间较长，才能形成煤层多、储量大的重要煤田。反之，煤层少而薄，储量小，地质条件复杂，开采价值不大，甚至根本没有煤。

二、腐植煤的成煤作用过程

由植物转化为煤要经历复杂而漫长的过程，一般需要几千万年到几亿年的时间，逐步由低级向高级转化，依次是:植物、泥炭(腐泥)、褐煤、烟煤(长焰煤、气煤、肥煤、焦煤、瘦煤、贫煤)、无烟煤。腐植煤的成煤作用过程可划分为两个阶段，即泥炭化作用(腐泥化作用)和煤化作用。煤化作用又分为成岩作用和变质作用两个连续的过程。泥炭向褐煤的转化称为成岩作用过程，褐煤向烟煤、无烟煤的转化称为变质作用过程。

(一)泥炭化作用(腐泥化作用)过程

泥炭化作用是指高等植物残骸在泥炭沼泽中，经过生物化学和地球化学作用演变成泥炭的过程。在这个过程中，植物中所有的有机组分和泥炭沼泽中的微生物都参与了成煤作用，而且各种组分对于形成泥炭与泥炭进一步转变成煤的过程均有影响，并在不同程度上决定着煤的性质。在泥炭化过程中，有机组分的变化是十分复杂的，一般认为，泥炭化过程中的生物化学作用大致分为两个阶段。

第一阶段:植物遗体暴露在空气中或在沼泽浅部、多氧的条件下，由于需氧细菌和真菌等微生物的作用，植物遗体中的有机化合物，经过氧化分解和水解作用，一部分被彻底破坏变成气体和水，另一部分分解为简单的化学性质活泼的化合物，它们在一定条件下可合成为腐植酸，而未分解的稳定部分则保留下来。

第二阶段:在沼泽水的覆盖下，出现缺氧条件，微生物被庆氧细菌所替代。分解产物相互作用，进一步合成新的较稳定的有机化合物，如腐植酸、沥青等。

这两个阶段不是截然分开的，在植物分解作用进行不久，合成作用也就开始了。

植物经泥炭化作用成为泥炭，在两方面发生巨大变化:①组织器官(如皮、叶、茎、根等)基本消失，细胞结构遭到不同程度的破坏，变成颗粒细小、含水量极大、呈胶泥状的膏状体一一泥炭;②组成成分发生了很大的变化，如植物中大量存在的纤维素和木质素在泥炭中显著减少，蛋白质消失，而植物中不存在的腐植酸却大量增加，并成为泥炭最主要的成分之一，通常达到40%以上。

泥炭沼泽的垂直剖面分为氧化环境表层、中间层及还原环境底层。泥炭沼泽表层空气流通，温度高，又有大量有机质，有利于微生物的生存。在1 g泥炭中含有几百万个至几亿个微生物。如在低位泥炭沼泽的表层，含有大量喜氧性细菌、放线菌和真菌，而厌氧性细菌数量较少。植物的氧化分解和水解作用主要是在泥炭沼泽表层进行，因而泥炭沼泽表层又称为泥炭形成层。随着深度的增加，喜氧细菌、真菌和放线菌的数目减少，而厌氧细菌变得活跃。它们利用了有机质的氧，留下富氢的残留物。在微生物的活动过程中，植物有机组分一部分成为微生物的食料，另一部分则被加工成为新的化合物。

各类微生物中，喜氧性细菌中的无芽孢杆菌，具有较强分解蛋白质的能力，在分解植物遗体的初期占优势。真菌能分解糖类、淀粉、纤维素、木质素和丹宁等有机质。我国滨海红树林沼泽中就有很多真菌、放线菌以及芽孢杆菌，可分解纤维素、木质素、丹宁和较难分解的腐殖质。

植物的各有机组分抵抗微生物分解的能力不同。分解纤维素的微生物种类很多，如喜氧性细菌通过纤维素酶的催化作用，把纤维素水解成二氧化碳和水。

但当环境逐渐缺氧时，纤维素、果胶质又在厌氧性细菌作用下产生发酵作用，形成甲烷、二氧化碳、氢气、丁酸、醋酸等中间产物，参与泥炭化作用。

微生物也分解脂肪，它首先从脂肪中分解出脂肪酸，再进一步氧化，则分解为二氧化

碳和水。

蛋白质在微生物的作用下，最后分解为水、氨、二氧化碳及硫、磷的氧化物等，在分解过程中也可以生成氨基酸、卟琳等含氮化合物参与泥炭化作用。

比较稳定的木质素也能被特种真菌和芽孢菌所分解。C.M.曼斯卡娅在《木质素地球化学》一书中指出：“真菌把木质素破坏后，形成简单的酚类化合物，随后细菌又将其芳香环破坏形成脂肪族产物”，再进一步分解则变为水和二氧化碳，其分解速度比较缓慢。有人曾做过实验，把植物遗体埋在土壤中，经过一年后，在微生物的分解作用下，糖类消失99%，半纤维素消失75%，木质素消失50%，蜡质消失25%，而酸仅消失10%。总之，植物各有机组分抵抗微生物分解的能力是不同的，按其稳定性来看，最易分解的是原生质，其次是脂肪、果胶质、纤维素、半纤维素，最后是木质素、木栓质、角质、抱粉质、蜡质和树脂。

植物的角质膜、孢子、花粉和树脂具有抗微生物分解的性能，所以当其他组分已被分解消失之后，它们仍能很好地保存下来。当然，植物各有机组分对微生物分解作用的稳定性是相对的，是随着一定的条件而变化的。近年的研究表明，在通气条件好、pH值高的条件下，孢子也能很快地分解，有的煤层中就发现过受了凝胶化作用和丝炭化作用的孢子。

由此可见，如果氧化分解作用一直进行到底，植物遗体将全部遭到破坏，变为气态或液态产物而逸去，就不可能形成泥炭。但实际上泥炭沼泽中植物遗体的氧化分解作用往往是不充分的，其原因是:

(1)泥炭沼泽覆水程度的增强和植物遗体堆积厚度的增加，使正在分解的植物遗体逐渐与大气隔绝，进入弱氧化或还原环境。一般距泥炭沼泽表面0.5 m以下，需氧细菌和真菌等微生物急剧减少，而厌氧细菌逐渐增加。

(2)微生物要在一定的酸碱度环境中才能正常生长，多数细菌和放线菌在中性至弱碱性环境中(pH=7. 0-7. 5)繁殖最快，而真菌对酸碱度的适应范围较广。在泥炭化过程中，植物分解出的某些气体、有机酸、酸胶体和微生物新陈代谢的酸性产物，使沼泽水变为酸性，则不利于喜氧细菌的生存。所以泥炭的酸度越大，细菌越少，植物的结构就保存得越完好。

(3)有的植物本身就具有防腐和杀菌的成分，如高位沼泽泥炭藓能分泌酚类，某些阔叶树有丹宁保护纤维素，某些针叶树含酚，并有树脂保护纤维素，都使植物不被遭到完全破坏。

随着植物遗体的堆积和分解，在泥炭层底部的氧化环境逐渐被还原环境所替代，分解作用逐步减弱。与此同时，在厌氧性细菌的参与下，分解产物之间的合成作用和分解产物与植物遗体之间的相互作用开始占主导地位。木质素、纤维素、蜡质、脂肪及其水解、氧化产物都含有大量活泼的官能团( >CO、 —OH、一COOH以及活泼的α-氢)，这样大量活泼的官能团的共同存在，就有可能互相反应，互相作用。由于微生物本身含有大量蛋白质，因此它亦参与成煤作用。这种合成作用导致一系列新产物的出现，最主要的产物是腐植酸与沥青质。由植物转变成泥炭，在化学组成上发生了质的变化，见表2-50

从表2-5中可以看出，植物转变为泥炭后，植物中所含的蛋白质在泥炭中消失了，木质

素、纤维素等在泥炭中含量很少，而产生了大量植物中所没有的腐植酸。在元素组成上，泥炭中的碳含量比植物的碳含量高，氮含量有所增加，而氧含量减少。说明泥炭化过程中植物的各种有机组分发生了复杂的变化，形成了新的产物。这些产的组成和性质与原来物植物的组成和性质是不同的。泥炭的有机组成主要包括以下几个部分。

(1)腐植酸:它是泥炭中最主要的成分。腐植酸是由高分子是高芳香羧酸所组成的复杂混合物，具有酸性，溶于碱性溶液而呈褐黑，它是一种无定形的高分子胶体，能吸水而膨胀。

(2)沥青质:它是由合成作用形成的，也可以自树脂、蜡质、孢粉质等转化而来。沥青质溶于一般的有机溶剂。

(3)未分解或未完全分解的纤维素、半纤维素、果胶质和木质素。 (4)变化不多的壳质组分，如角质膜、树脂和孢粉等。

在显微镜下可以看到泥炭含有各种植物组织的碎片，这些碎片有的保存了植物的细胞结构，有的胞壁已经膨胀而难以辨认，有的甚至彻底分解成细碎的小块或无结构的胶体物质。

成煤植物经过泥炭化作用形成的泥炭，是呈棕褐色或黑褐色的不均匀物质，含有大量的水分，常达70%~90%。开采出来的泥炭经过自然干燥，其水分可降至25%~35%。干燥后的泥炭为棕褐色或黑褐色的土状碎块，其真相对密度为1.29~1.61，经风干后泥炭的体积约缩小40%。

泥炭中含有大量未分解的植物组织，如根、茎、叶等残留物，有时肉眼就可以看出。因此，泥炭中的碳水化合物含量很高，这是泥炭的主要特征。泥炭除含有碳水化合物外，还含有腐植酸。泥炭具有胶体的特征，能将水吸入其微孔结构而本身并不膨胀。

泥炭可用做锅炉和煤气发生炉的燃料，也可进行低温干镏，以制取人造液体燃料和多种化工原料。泥炭中的腐植酸可做腐植酸肥料。

我国的泥炭产地很多，几乎遍及全国各地，是很重要的资源。

低等植物形成煤的过程与高等植物类似，首先要经过腐泥化作用将低等植物转化为腐泥。腐泥是在滞水条件下由低等植物形成的有机软泥。腐泥可以在沼泽的深水地带或逐渐沼泽化的丛生湖泊中形成，也可以在谈水湖泊和半淡水湖泊中形成，还可以在半咸水的瀉湖和海湾中形成。腐泥的有机质来源主要是水中浮游生物，如绿藻、蓝绿藻等群体藻类，浮游的微体动物等，还有水底和浅水的植物群，有时也混有一些被风和水带来的高等植物遗体，如孢子、花粉、角质膜和植物组织的碎片等。腐泥中常混有细小的泥质和砂质颗粒。

在停滞缺氧的还原水盆中，浮游生物和菌类死亡后的分解产物相互作用并沉入水底，通过厌氧细菌的作用，使低等植物中的蛋白质、碳水化合物、脂肪等遭到分解，又经过聚合作用和缩合作用，形成一种含水多的棉絮状胶体物质，该物质再进一步变化，去水致密，其密度增大，逐渐形成腐泥，这就是腐泥煤的前身。在还原环境下，由低等植物转变为腐泥的作用，称为腐泥化作用。

腐泥通常呈黄色、暗褐色和黑灰色，新鲜的腐泥含水量很高，达70%~92%，是一种粥状流动的或冻胶淤泥状的物质，风干后其含水量可降到18%~20%，成为具有弹性的橡皮状物质。在湖泊中形成的腐泥，其灰分含量多少不一，可达20%~60%，黏土矿物往往呈悬浮状态与有机质同时沉淀。森林沼泽深水地带形成的腐泥一般灰分很低。干镏时，腐泥的焦油产率很高。

在现代的淡水湖泊、咸水湖泊和瀉湖海湾中都有腐泥形成，例如苏联一些冰川湖泊发展起来的泥炭沼泽中，在泥炭层下部往往有腐泥层，厚2~7 m，最厚可达40 m，有些还含80%~90%的藻类等浮游生物和少量高等水生植物的遗体。巴尔喀什湖的阿拉湖湾，有浮游生物发育和由藻类形成的相当厚的腐泥层，最厚达3m。在显微镜下，看到极少数结构模糊的藻类遗体，近似于胶泥。澳大利亚南部的库朗格腐泥是在瀉湖和半咸水湖泊中，由蓝绿

藻形成的。

(二)煤化作用过程

19世纪70年代\煤化作用\一词开始用于说明泥炭在成煤第二阶段演变为煤的作用。当泥炭为其他沉积物覆盖时，泥炭化阶段结束，生物化学作用逐渐减弱以至停止。在以温度和压力为主的物理化学作用下，泥炭经历了由褐煤向烟煤、无烟煤转变的过程，称为煤化作用过程。由于作用因素和结果的不同，煤化作用包括先后进行的成岩作用和变质作用，这里涉及的主要是腐植煤的煤化作用。由于有机物和煤对温度和压力变化的反应比无机沉积要灵敏得多，因此煤的成岩和变质这两个概念与岩石学通常的概念不完全相同。褐煤的围岩，常常还只是固结未完善的碎屑沉积;烟煤和无烟煤的围岩，也都还只是一些未经变质的泥质岩、粉砂岩、砂岩和灰岩等。

1.成岩作用阶段

泥炭在沼泽中层层堆积，越积越厚，当地壳下降速度较大时，泥炭将被泥沙等沉积物覆盖。在上覆沉积物的压力作用下，泥炭发生了压紧、失水、肢体老化、固结等一系列变化，微生物的作用逐渐消失，取而代之的是缓慢的物理化学作用，泥炭逐渐变成了较为致密的岩石状的褐煤，这一由泥炭转化为褐煤的过程称为成岩作用。泥炭变成褐煤后，化学组成发生了明显变化(见表2-6)。

2.变质作用阶段

当褐煤层继续沉降到地壳较深处时，上覆岩层压力不断增大，地温不断增高，褐煤中的物理化学作用速度加快，煤的分子结构和组成产生了较大的变化，碳含量明显增加，氧含量迅速减少，腐植酸也迅速减少并很快消失，褐煤逐渐转化成为烟煤。随着煤层沉降深度的加大，压力和温度提高，煤的分子结构继续变化，煤的性质也不断发生变化，最终变成无烟煤。褐煤向烟煤和无烟煤的转化过程称为变质作用。促成煤变质作用的主要因素是温度和时间。温度过低(<50~60 °C)，褐煤的变质就不明显了，如莫斯科煤田早石炭世煤至今已有3亿年以上，但仍处于褐煤阶段。通常认为，煤化程度是煤受热温度和持续时间的函数。温度越高，变质作用的速度越快。因为变质作用的实质是煤分子的化学变化，温度高促进了化学反应速度的提高。因此，在较低温度下长时间受热和较高温度下短时间受热，就可能得到同样煤化程度的煤。这就是有些成煤年代较早，而其煤化程度却不如成煤年代较晚的煤高的原因。

至于成岩作用与变质作用的分界线划在煤化作用的哪一阶段则有不同意见。一种意见

认为从泥炭转变为褐煤是成岩过程，而从烟煤起则属变质阶段的开始，主要依据是烟煤已不含腐植酸;另一种意见则认为成岩作用限于成熟的软褐煤阶段，软褐煤只进行少量的镜煤化作用，为暗褐色，多为土状，无光泽，孔隙大，水分含量高达35%以上，从暗褐煤阶段就进入了煤的变质阶段，暗褐煤能进行较强的镜煤化作用，为暗褐色到黑色，暗谈而略有光泽。褐煤与烟煤、无烟煤(超无烟煤)之间在物理性质、化学性质和转化的地质条件上都有差别，但同时又有一定的过渡关系，区分成岩阶段和变质阶段是必要的，但又不应把它们之间的界限绝对化。煤变质作用的上限只包括到使煤转变到超无烟煤阶段为止，由于石墨已是一种矿物而非煤，故煤的变质不包括石墨化阶段。

1)变质作用类型

根据变质条件和变质特征的不同，煤的变质作用可以分为深成变质作用、岩浆变质作用和动力变质作用三种类型。

①深成变质作用

深成变质作用是指在正常地温状态下，煤的变质随煤层沉降幅度的加大、地温的增高和受热时间的持续而增高。这种变质作用与大规模的地壳升降活动直接相关，具有广泛的区域性，过去常被称为区域变质作用。

深成变质作用造成煤级与埋深产生关系，煤的变质程度具有垂直分布规律，这个规律称为希尔特定律(Hilt，1873年)，它是指在同一煤田大致相同的构造条件下，随着煤层埋深的增加，煤的挥发分逐渐减少，变质程度逐渐增加。深成变质作用的另一个重要特点就是煤变质程度具有水平分带规律。因为在同一煤田中，同一煤层或煤层组原始沉积时沉降幅度可能不同，成煤后下降的深度也可能不同。按照希尔特定律，这一煤层或煤层组在不同深度上变质程度也就不同，反映到平面上即为变质程度的水平分带规律。显然，变质程度的水平分带规律只不过是希尔特定律在平面上的表现形式。这两种分带现象的关系如图2-7所示。

希尔特定律对于煤矿的勘探、开采和预测煤炭质量的变化具有重要意义。但是，如果煤经受风化作用或煤系厚度较小以及地质构造异常、岩浆侵入煤层、煤的成因类型不同时，往往不符合希尔特定律。深成变质煤的演化程度总是与一定的构造沉降、地热作用及有效受热时间的配置相对应的。晚古生代煤大多不超过中变质烟煤阶段，中生代煤一般处在低变质烟煤阶段，而新生代煤则基本未达到变质阶段。新生代特别是第四纪以来绝大多数含煤盆地中煤系因构造抬升而临近地表，煤变质作用近乎停滞。显然，深成变质作用只是奠定了我国以低变质程度煤为主的基本煤级分布格局。

②岩浆变质作用

岩浆变质作用可分为区域岩浆热变质作用和接触变质作用两种类型。

区域岩浆热变质作用是指聚煤坳陷内有岩浆活动，岩浆及其所携带气液体的热量可使地温场增高，形成地热异常带，从而引起煤的变质作用。根据岩浆性质、侵入方式、侵入

深度、侵入层位、岩体规模以及沉积盖层破碎程度等特点，可将煤的区域岩浆热变质作用划分为浅成、中深成和深成三种亚类。

煤的区域岩浆热变质作用的识别标志有:煤级分布常为环带状，越靠近岩体，煤的变质程度越高;煤变质梯度高，垂向上在较小的距离内，就可引起变质程度的明显差异;由于受岩浆热的影响，煤中常发育气孔、小球体以及镶嵌结构等;高变质煤带发生围岩蚀变，并往往与热液矿床伴生;在岩浆活动区具有重磁异常，正异常值常与地下侵入岩体的存在有关。在煤的深成变质作用下，垂向上煤级增高一个级别往往需要增加近1 000 m的埋深。如苏联顿巴斯石炭纪煤，从半无烟煤提高到无烟煤所增加的埋深高达 6 000 m。但受煤的区域岩浆热变质作用影响的区域，即使煤层的间距不足100 m，仍然可引起煤级的差别，煤的深成变质作用所引起的反射率Romax梯度一般小于0.1%/100 m，而煤的区域岩浆热变质作用所引起的反射率梯度一般大于0.1%/100 m(见表2-7)。煤的区域岩浆热变质作用是促成我国出现大量中、高变质烟煤和无烟煤的主要原因。

接触变质作用是指岩浆直接接触或侵入煤层，由于其所带来的高温、气体、液体和压力，促使煤发生变质的作用。根据岩浆侵入体的规模，可将煤的接触变质作用分为三个亚类:脉岩岩浆接触变质作用、小型浅成岩浆接触变质作用和大型深成岩浆接触变质作用。接触变质具有下列地质特征:在岩浆侵入体和煤层接触带附近，煤层的温度高，但是持续时间短，受热的均匀程度差。因此，往往有不大规则的天然焦出现，它是接触变质的特征产物。条件适宜时，如除高温外，在压力较大而封闭条件又好的情况下，可出现半石墨或石墨。煤的接触变质带由接触带向外，一般可分为焦岩混合带、天然焦带、焦煤混合带、无烟煤、高变质烟煤等热变煤，这些煤变质带一般不大规则，宽度不大，从数厘米到数十米不等。由于侵入岩浆的温度高，可形成高、中、低温围岩蚀变带，如在泥质围岩高温蚀变带(550~650 ℃)中，可生成夕线石、红柱石、堇青石等变质矿物;在中温蚀变带(400~550℃)中，可形成铁铝石榴石、十字石、蓝晶石等变质矿物。在碳酸盐岩高温围岩蚀变带(550~650 ℃)中，可形成辉石、橄榄石、硅灰石等变质矿物;在中温蚀变带(400~550 ·C)中，可形成阳起石、透闪石、钙铝榴石等变质矿物。除大型深成岩浆附近产生的煤的接触变质外，典型的煤的接触变质作用，即由脉岩或小型浅成岩浆引起的煤的接触变质作用，由于岩浆侵入体规模小、热量少、散热快，因此煤的接触变质作用影响范围有限。受岩墙影响的煤的变质宽度不过为岩墙本身厚度的2~3倍，即使厚度达100多米的岩床，其影响范围也不过百余米。煤的接触变质作用只是中国煤变质的次要因素。

③动力变质作用

动力变质作用是指由于褶皱及断裂运动所产生的动压力及伴随构造变化所产生的热量促使煤发生变质的作用。根据对构造挤压带煤的研究证明，动压力具有使煤的发热量降低、密度增大、挥发分降低等特点。煤田地质研究表明，地壳构造活动引起的煤的异常变质范

围一般不大，一条具有几十米至百余米断距的压扭性断裂，引起煤结构发生变化的范围不过几十米。因此动力变质只是局部现象。

(2)变质作用因素

影响煤变质作用的因素主要有温度、压力和间。 ①温度

温度是影响煤变质的主要因素。在煤的埋藏过程中压力可以促进物理一结构煤化作用，而温度则加速化学煤化作用，化学反应动力学计算表明，只要处在足够的温度条件下(≥50℃)，盆地褶皱回返前后，深成变质作用仍能持续进行。在探讨受热时间、有机质构成、生物早期降解等诸多影响因素的同时，化石燃料地质学家都不否认受热作用是导致沉积有机质演化的先决条件。煤的深成变质作用总是与一定区域、不同时期的地热状态有密切的关系。

在煤田地质勘探过程中，穿过煤系的深孔钻探提示了随煤层的埋藏深度增加，煤化程度增高。这一事实无疑是温度对煤变质发生强烈影响的有力证据。另外，为了研究温度与煤化程度的关系，人们做了一系列的人工煤化实验。1930年，W. Gropp(格罗普)曾将泥炭置于密闭的高压容器内进行加热试验，在100 MPa的压力条件下加热到200 ℃时，试样在很长时间内并无变化，当温度超过200 ℃时，试样开始发生变化，泥炭转变成褐煤。当压力升高到180 MPa，而温度低于320 ℃时，褐煤一直无明显变化;当温度升到320 ℃时，褐煤转变成具有长焰煤性质的产物;继续升温到345℃，可得到具有典型烟煤性质的产物;当温度升至500℃时，产物具有无烟煤的性质。可见温度是促使煤变质的重要因素。

地热的主要来源，一是地幔物质转化为岩石圈时的释放热;二是岩石圈中放射性元素的蜕变热。地热由地球内部向地壳表层的传导，通常决定着地温分布的基本特征。对现代地热状态的研究表明，地热的分布明显取决于岩石的热传导性、地下水的活动性、区域地质构造的稳定性和深部地壳结构的性质，而后两种因素经常起主要作用。应用地质一地球物理方法研究地热场的变化，用围岩矿化推测古地温场及用热动力模拟计算煤化温度，表明天然煤化作用所需的温度比人工煤化试验推测的温度要低得多。大量资料表明，转化为不同煤化阶段所需的温度大致为:褐煤40~50 ℃，长焰煤小于100 ℃，典型烟煤一般小于200 ℃，无烟煤一般不超过350℃。

②时间

时间是影响煤变质的另一重要因素。这里所说的时间，严格讲不是指距今的地质年代的长短，而是指煤在一定温度和压力条件下作用时间的长短。时间因素的重要性表现在以下两个方面:第一，在温度、压力大致相同的条件下，煤化程度取决于受热时间的长短，受热时间越长煤化程度越高，受热时间越短煤化程度越低。例如，美国古近纪和新近纪地层中的煤包裹体与德国石炭纪的煤层，沉降深度分别为5440 m和5100 m，地质历史分析表明至今没有变动。受热温度前者约为141 ℃，后者约为147 ℃。可见温度与压力条件是近似的，但因时间差别很大，前者为新近纪中新世距今1300万~1900万年，后者形成于距今二亿七千万年前，造成煤的变质程度出现明显差异。前者Vdaf为35%~40%，变质程度较低，属于气煤;后者Vdaf为14%~16%，变质程度较高，大致属于焦煤或瘦煤。第二，煤受短时间较高温度的作用或受长时间较低温度(超过变质临界温度)作用，可以达到相同的变质程度。一些煤田的地质观测结果表明，如果受热持续时间为500万年，大约在340℃的温度下可形成无烟煤;而当持续受热时间为2000万年至1亿年时，只要150~ 200℃的温度就能形成高变质烟煤和无烟煤。煤的深成变质大多是在低温条件下长期进行的，煤级与煤的生成时代和经历变质的时间存在密切联系，同样埋深和近似的受热条件下，煤的地质时代越老，煤深成变质程度越高。

③压力

压力也是引起煤变质不可缺少的条件。压力可以便成煤物质在形态上发生变化，使煤压实，孔隙率降低，水分减少，并使煤岩组分沿垂直压力的方向做定向排列。静压力促使煤的芳香族稠环平行层面做有规则的排列。动压力除了使成煤物质产生垂直于压力的分层外，还使煤层产生破裂、滑动。强烈的动压力甚至可以使低变质程度煤的芳香族稠环层面的堆砌高度增加。

尽管一定的压力有促进煤物理结构变化的作用，但只有化学变化才对煤的化学结构有决定性的影响。人工煤化实验表明，当静压力过大时，由于化学平衡移动的原因，压力反而会抑制煤结构单元中侧链或基团的分解析出，从而阻碍煤的变质。因此，人们一般认为压力是煤变质的次要因素。

综上所述，煤的变质主要是化学变化过程。在变化过程中，发生脱水、脱羧基、脱甲烷、脱氧和缩聚等反应，结果使煤中官能团含量，氢、氧含量和挥发分逐渐减少，碳含量渐增，热稳定性有所提高。在物理性质上，煤的密度增加，颜色变深，光泽及反射率增强，比热容减小。其他如机械性质、电性质、磁性质都发生规律性的变化。

三、主要聚煤期

对于植物残骸的堆积、煤层的形成，必须要有气候、生物、地质和地质条件的有利配合。从陆地上出现植物的时候起(略早于三亿年)，气候和生物的条件就已具备了，因此在以后的所有地质年代的沉积中，原则上都应该能找到煤。但是事实上，大多数煤层的堆积，都仅发生在某些地质年代。这是因为在当时广大地区的地壳升降运动中，上升过程与陷落过程相比占优势。在地壳内层中，因为地热作用，熔融物质受到不均匀加热而流动，从而导致地壳处于经常性的升降运动之中。地壳的这种升降运动对成煤有重大的影响。在整个地质年代中，有三个主要的成煤期(见表2-8) :

(1)古生代的石炭纪和二叠纪，成煤植物主要是孢子植物，主要煤种为烟煤和无烟煤。

(2)中生代的侏罗纪，成煤植物主要是裸子植物。

(3)新生代的古近纪和新近纪，成煤植物主要是被子植物，主要煤种是褐煤和烟煤。

我国煤炭资源成煤期的特点是:①成煤期多，从泥盆纪前就开始形成石煤，到古近纪和新近纪至第四纪的泥炭，持续时间达六亿年，其中有十几次成煤期，以侏罗纪和石炭二叠纪成煤最为丰富。②分布广泛，类型复杂。阴山以北，主要为晚侏罗世及古近纪和新近纪煤;阴山至昆仑一秦岭之间，主要是石炭二叠纪煤及早、中侏罗世煤;昆仑一秦岭以南，以晚二叠世煤为主，还有早古生代煤、早石炭世煤、晚三叠世煤及古近纪和新近纪煤。

四、主要煤田

世界煤炭储量较多的国家有中国、俄罗斯、美国、澳大利亚、印度、德国、南非、加拿大和波兰等，多集中在欧亚大陆、北美洲和大洋洲，南美洲和非洲储量很少。

除中国以外的世界主要煤田，有美国阿帕拉契亚(石炭纪)，炼焦煤储量占美国的92% ;德国鲁尔(石炭纪)，储量超过2000亿t;俄罗斯的通古斯(二叠纪)、坎斯克一阿钦斯克(侏罗纪)，煤炭储量均达数千亿吨等。

我国石炭二叠纪著名煤田有大同、开滦、本溪、淮北、豫西和水城等。晚三叠世较重要的煤田有达县、广元、攀枝花、萍乡、资兴等。侏罗纪最重要的煤田集中分布在新疆北部、甘肃中部一青海北部、陕甘宁盆地和晋北燕山等地区。晚侏罗世一早白垩世重要的煤田有鸡西、双鸭山、阜新、铁法和元宝山等。古近纪和新近纪重要煤田有抚顺、沈北、梅河、黄县、昭通、小龙潭和台湾等。

第四节 煤层气

一、煤层气的定义与成因 (一)煤层气的定义

煤层气是赋存在煤层中以甲烷(CH4)为主要成分、以吸附在煤基质颗粒表面为主，部分

游离于煤孔隙中或溶解于煤层水中的烃类气体，是煤层本身自生自储式非常规天然气。

(二)煤层气的成因

植物遗体埋藏后，经生物化学作用转变为泥炭，泥炭又经历以物理化学作用为主的地球化学作用，转变为褐煤、烟煤和无烟煤。在煤化作用过程中，随着上覆地层的不断加厚以及所承受的温度和压力的不断增加，成煤物质发生了一系列的物理和化学变化，挥发分和含水量减少，发热量和固定碳含量增加，同时也生成了以甲烷为主的气体一一煤型气。按成因可以分为生物成因气和热成因气，煤型气经过运移并聚集成藏的成为煤成气藏，仍然保存在煤层中的成为煤层气。

1.生物成因气

生物成因气是指在相对低的温度条件下，有机质通过细菌的参与或作用，在煤层中生成的以甲烷为主并含有少量其他成分的气体。其形成温度不超过50℃，相当于泥炭一褐煤阶段。按生气时间、母质以及地质条件的不同，生物成因气又可以分为原生生物成因气和次生生物成因气两种类型。

(1)原生生物成因气

原生生物成因气是煤化作用早期阶段(泥炭化和褐煤，见表2-9的，低变质煤在泥炭沼泽环境中通过细菌分解等一系列复杂作用所产生的气体。由于泥炭或低变质煤中的孔隙很有限，而且埋藏浅、压力低，对气体的吸附作用也弱，所以一般认为原生生物成因气难以保存下来。

(2)次生生物成因气

次生生物成因气与盆地水动力学有关，是煤系地层被后期构造作用抬升并剥蚀到近地表后大气降水带入的细菌通过降解和代谢作用将煤层中已生成的湿气转变成甲烷和二氧化碳，生成次生生物煤层气。次生生物成因气的形成年代一般较晚，生成范围可能在褐煤至无烟煤的多个煤级中。次生生物成因气代表一种重要的煤层气气源，最早在圣胡安盆地就确认了次生生物成因气。次生生物气是煤层气的一种新的成因类型，对煤层气的勘探和生产有重要意义。

次生生物气的地球化学组成与原生生物气相似，主要差别在于煤源岩的R0值为O.30%～1.50%，热演化超过了原生生物气的形成阶段。生物成因气以甲烷为主，一般甲烷含量大于98%，重烃含量多小于1%，且具有随埋藏深度增大而增加的特点。

2.热成因气

在煤化作用过程中，热成因气体的生成一般在两种作用下产生:热降解作用和热裂解作用。

(1)热降解作用

随煤层埋藏深度的增加和温度的上升，当埋藏深度达到1 500～4 000m、温度在60～180℃之间时，有机质在热力作用下各种键相继打开，特别是不稳定的官能团以及羟基、甲氧基、富氢的烷基侧链断裂，有机质不断脱氧、贫氢、富碳，导致煤中的O/C和H/C原子比

下降，同时释放出甲烷、二氧化碳等气体。此阶段相当于煤化作用的长焰煤—焦煤阶段。

(2)热裂解作用

随煤层埋藏深度的继续增加和温度的上升，当埋藏深度大于4000m、温度超过180℃时，有机质裂解成较稳定的低分子碳氢化合物，部分尚未裂解的有机质直接裂解生成烃类气体。热降解作用形成的液态烃和重烃也发生裂解和重新组合，形成更为稳定的甲烷。

与生物成因气相比，热成因气有如下特征:重烃一般出现在高、中挥发分烟煤及变质程

1313

度更高的煤中;热成因气的δC1较重，并且变质程度越高所产生的煤层气δC1越重。

煤层气藏的成藏要素主要包括:煤层条件、压力封闭和保存条件。煤层条件是煤层气藏形成的物质基础;压力封闭是煤层气藏形成的必要条件;保存条件是煤层气藏从形成到现今能够存在的前提。

煤层气与煤是同体共生、共存的伴生矿藏，仅是赋存状态不同。含煤盆地不一定是煤层气盆地，现今保存的含煤盆地不一定都赋存有可供开采的煤层气，只有能够形成煤层气藏的含煤盆地才能称其为煤层气盆地，才含有煤层气。煤层需要具有较高的含气量、较好的渗滤性能和完善的封盖条件，才能形成煤层气藏。

煤层含气量及煤层气可采性是决定煤层气能否成藏的重要条件。控制煤层气含量的主要地质因素：煤变质程度，藏深度，煤层顶、底板岩性以及断裂构造情况等，其中煤变质程度起着根本性作用。煤在形成过程中由于温度及压力增加，在产生变质作用的同时也释放出可燃性气体，只有变质适度的煤岩层才能形成煤层气藏。从泥炭到褐煤，每吨煤产生33368m煤层气;从泥炭到肥煤，每吨煤产生130 m煤层气;从泥炭到无烟煤每吨煤产生400m煤层气。控制煤层气可采性的主要地质因素有:煤层渗透率、相对渗透率、煤等温吸附特征、地层压力及煤的含气饱和程度，其中煤层渗透率是最主要的影响因素。

90%的煤层气资源储藏在早侏罗纪、中侏罗纪、石炭纪和二叠纪的煤层中。其中中侏罗纪煤层厚度大，并分布稳定，煤质、煤阶和渗透率最适合于煤层气的生成、储存和开发，地质条件较为有利。

煤层气赋存状态有吸着态、游离态和溶解态三种，吸着态又包括吸附态、吸收态和凝聚态三种方式。而其中90%以上的气体以吸附气的形式保存在煤的内表面，游离气不足10%，溶解气仅占很小的一部分。煤层气按照其来源一般分为原始煤层煤层气、煤矿区煤层气、采动区煤层气和矿井通风瓦斯四种，如表2-10所列。

二、煤层气的特性 (1)煤层气俗称瓦斯气，是不可再生的资源，也是一种新型的洁净能源和优质化工原料，但在煤矿开采中也是一种会造成严重后果的有害气体。自人类开发利用煤炭资源以来，瓦斯就被视为对煤矿安全构成重大威胁的可怕气体，经常造成瓦斯事故，因此，过去通常被集中排放到大气中。

(2)煤层气以甲烷为主，甲烷是国际公认的六种主要温室气体之一，其温室效应约为 CO2

3

的21倍。全世界煤层气资源量约260万亿m。目前全世界每年因采煤直接向大气排放的煤层

3

气达315亿～540亿m，这些逸散在空气中的煤层气，破坏了臭氧层，加剧了温室效应。我国

是世界煤炭生产和消费大国，煤矿煤层气排放量约占世界总排放量的1/3。

(3)煤层气比空气轻，其密度是空气的0.55倍，稍有泄漏会向上扩散，只要保持室内空 气流通，即可避免爆炸和火灾。而煤气、液化石油气密度是空气的1.5～2.0倍，泄漏后会向下沉积，所以危险性要比煤层气大得多。煤层气爆炸范围为5%～15%，水煤气爆炸范围为6.2%～74.4%，因此，煤层气相对于水煤气不易爆炸。煤层气不含CO，在使用过程中不会像水煤气那样发生中毒现象。

三、煤层气与常规天然气

天然气与石油天然气藏中的气藏气、油层的气顶气、石油中的溶解气等常规的天然气不同，它是被吸附在煤层的表面上，与石油天然气层中游离在岩层孔隙中的天然气不同，因此也称为非常规天然气。

(一)煤层气与常规天然气的相同点 1.气体成分大体相同

煤层气主要由95%以上的甲烷组成，另外5%的气体一般是CO2或N2;而天然气成分也主要是甲烷，其余的成分变化较大(见表2-11)。

2.用途相同

煤层气发热量每立方米达31.4～34.4 MJ (7 536～8 200 kcaD，热值与常规天然气相当，完全可以与常规天然气混输、混用，可作为与常规天然气同等用途的优质燃料和化工原料。

(二)煤层气与常规天然气不同点 1.在地下存在方式不同

煤层气主要是以大分子团的吸附状态存在于煤层中，而天然气主要是以游离气体状态存在于砂岩或灰岩中。

2.生产方式、产量曲线不同

煤层气的开发要求有一套与常规天然气开发有明显区别的钻井、采气、增产等专门技术。煤层气是通过排水降低地层压力，使煤层气在煤层中解吸——扩散——流动采出地面;而天然气主要是靠自身的正压产出。煤层气初期产量低，但生产周期长，可达20～30年;天然气初期产量高，生产周期一般在8年左右。

3.资源量不同

煤层气的资源量直接与采煤相关，采煤之前如不先采气，随着采煤过程的推进煤层气就排放到大气中，造成严重的资源浪费和环境污染;而天然气资源量受其他采矿活动影响较小，可以有计划地控制。

四、煤层气的主要用途

我国常规天然气储量不足，而煤层气是除常规天然气以外，资源量最大、最为现实的洁净能源，是我国常规天然气最重要的补充，是常规天然气最现实的战略接替能源。从资源利用的角度，煤层气用途非常广泛，可以用做民用燃料、工业燃料、发电燃料、汽车燃料以及重要的化工原料，还可以用于生产合成氨、甲醛和炭黑等。

煤层气作为一种新兴的不可再生清洁能源，消费市场使用方向主要定位于常规天然气的补充与接替及煤炭、焦炉煤气、水煤气、液化石油气、重油等燃料的替代，而不仅仅是煤矿开发的副产品。

复习思考题

1.煤是由什么物质形成的?

2.成煤植物的主要化学组成是什么?它们各自对成煤的贡献如何? 3.什么是腐泥煤?什么是腐植煤?

4.由高等植物形成煤，要经历哪些过程和变化? 5.泥炭化作用、成岩作用和变质作用的本质是什么? 6.试论影响煤质的成因因素。

7.简述成煤作用各个阶段及其经历的各种化学、物理、生物和地质的作用。 8.什么是煤层气?

9.煤层气是如何形成的?

本文来源：https://www.bwwdw.com/article/5pex.html