煤田形成的地理環境
Ⅰ 淮南煤田
構造：
淮南煤田為一軸向北西西的復向斜構造，主要由上古生界組成，下古生界位於煤田南、北兩側，煤田普遍被第四系覆蓋。煤田南、北邊緣有低角度走向逆斷層發育，造成下古生界幾度逆覆於上古生界之上。在復向斜中，有一組北東向的正斷層發育，將上古生界切割成階梯狀塊段。石炭二疊紀煤系廣泛賦存於復向斜中，並往往形成次一級褶皺。燕山期岩漿活動多以小型細晶岩、煌斑岩岩脈、岩床侵入煤系，對煤層局部有影響。
煤系：
淮南煤田含煤地層為華北型石炭二疊紀煤系，包括：晚石炭世本溪組、太原組，早二疊世山西組及下石盒子組和晚二疊世上石盒子組。主要含煤地層為二疊紀上石盒子組、下石盒子組和山西組，石炭紀地層基本不含可採煤層。
本溪組: 由淺海相、近海相薄層石灰岩和鐵鋁質粘土岩組成，一般厚5一10m。
太原組: 由淺海相夾濱海相石灰岩、泥岩、砂岩夾薄煤層組成，石灰岩有10～13層，薄煤層有8～11層，其中1—2層局部可采。一般全組厚100～120m。
山西組: 由濱海相砂岩、泥岩及煤層組成，一般厚60～70m，含煤層1～3層，煤層總厚7m左右。
下石盒子組: 由陸相泥岩、粉砂岩、砂岩、鮞狀泥岩及煤層組成，厚100～150m。含煤層13～16層，大部可采，煤層總厚18.73m。
上石盒子組: 由陸相砂岩及泥岩組成，中下部岩石顏灰，含煤層總厚13.09米；上部岩石為紅、綠、黃等雜色色調，含薄煤層3~5層，均不可采。全組厚600~800米。
Ⅱ 煤系、煤層與煤田
2.1.1 煤系
含煤岩系（coal-bearing strata），簡稱「煤系」，其同義詞有含煤沉積、含煤地層、含煤建造等，是具有三維空間形態的沉積實體，特指一套在成因上有共生關系並含有煤層的沉積岩系。含煤岩系的頂底界面既可以是等時的也可以是不等時的。因此，煤系是充填於煤盆地的全部有共生關系的岩系總和，是由具體的地質頂、底界面和側向的各種地質邊界（如沉積相的變化、地層的超覆、退覆及各種不整合關系）所圍限的。
含煤岩系具有獨特的岩性特徵，一般是在潮濕氣候條件下沉積形成，主要由灰色、灰綠色及黑色的沉積岩組成，含有一定的雜色岩石；主要的岩石類型有各種粒度的砂岩、粉砂岩、泥質岩、炭質泥岩、煤、粘土岩、石灰岩，以及少量的礫岩等，有的還含有油頁岩、硅質岩、火山碎屑岩等，這些岩石一般交互出現，岩性變化較大，不同地區具有明顯的差異，即不同時代、不同地區的含煤岩系，其岩性組成差異很大，主要取決於含煤岩系沉積時的古地理和古構造。經研究和對比發現，含煤岩系中往往含有厚度不等的火山岩及火山碎屑岩，火山作用可為成煤物質的繁衍提供大氣及土質條件；含煤岩系中含有大量植物化石，有的也含有較豐富的動物化石及各種結核；含煤岩系一般具有較好的旋迴結構。
2.1.2 煤層
煤層（coal seam）是指煤系中呈層狀分布的煤體。煤層是由泥炭層轉化而來，泥炭沼澤可以發育於各種各樣的沉積環境，所形成的煤層也可以賦存於各種不同的沉積序列。由於各種地質因素的影響，在泥炭堆積的整個過程中，往往是以不同補償方式反復交替，因而形成不同的煤層形態和煤層結構。煤層的形成不但必須具備泥炭堆積的條件，同時又必須具備泥炭層保存的條件，就是說當泥炭層堆積之後，只有在地殼沉降的構造背景下，泥炭層才會被上覆沉積物掩埋而保存下來。
煤層包含煤分層和岩石夾層，不含夾石層者稱為簡單結構煤層；含有夾石層者則稱為復雜結構煤層。煤層中的岩石夾層俗稱夾矸。夾矸一般為粘土岩、炭質泥岩或粉砂岩，有時為石灰岩、硅質岩、油頁岩、細砂岩或礫岩。夾矸的岩石類型、層數、厚度和側向變化主要取決於沉積-構造條件。一般情況下，穩定的坳陷盆地和濱海沉積環境下形成的煤層及夾矸側向較穩定，結構較簡單；斷陷盆地和內陸沉積環境下形成的煤層，結構復雜，有些厚煤層含夾石可達幾十層，且常常呈透鏡狀產出。
2.1.3 煤田
煤田（coal field）一般是指在同一地質發展過程中形成的含煤岩系分布的廣大地區，雖經後期構造和侵蝕作用的分割，但基本上仍連成一片或可以追蹤，常常能夠形成大型煤炭生產基地。同一煤田的煤系，可以是連續的，也可以是不連續的，不連續分布是由於煤系形成後長期遭受剝蝕的結果。根據煤系的出露情況，可將煤田分為3種類型：①暴露式煤田，該類煤田煤系出露良好，如我國大青山石拐子煤田；②半暴露式煤田，指根據下伏岩系的出露、可以圈出部分邊界的煤田，如我國開灤煤田；③隱伏煤田，指煤系大部分被掩覆、無法確定邊界的煤田，如我國蘇北的一些煤田。由單一地質時代形成的煤系構成的煤田稱為單紀煤田，如我國撫順、阜新煤田；由幾個地質時代的煤系形成的煤田稱為多紀煤田，如我國鄂爾多斯煤田。煤田由煤系、蓋層和基底3部分構成。一個煤田根據地質構造、地理環境和生產規模可劃分為若干個煤礦區或煤產地，一個礦區又可分為若干個井田。
Ⅲ （一）第三紀含煤盆地形成及演化的古構造、古地理條件
中國現代大陸是由幾個陸核經過漫長地質時期發展、演化、拼接和改造所完成的。太古宙中晚期華北陸核和南塔里木、佳木斯、川西等微陸核形成，古元古代末期形成華北陸塊，新元古代中期塔里木陸塊形成並與華北陸塊對接，此期揚子陸塊、華夏陸塊亦已形成並與華北-塔里木陸塊匯合形成原始中國大陸，完成了中國大陸的第一次拼接。新元古代晚期震旦紀，天山-興安、昆侖-秦嶺、南華等陸緣開始發展，早古生代末期揚子陸塊東南固結、增生，古中國大陸形成；晚古生代後期塔里木—華北板塊與西伯利亞板塊對接，完成了中國大陸的第二次拼接。中生代早期藏滇板塊與華南板塊，華南板塊與塔里木—華北板塊對接，完成了中國大陸的第三次拼接。燕山期主要是環太平洋陸內造山及拗陷、斷陷活動。新生代早期印度板塊北緣喜馬拉雅板片與藏滇板塊南緣對接，至此完成了中國大陸的第四次拼接，現代統一的中國大陸形成。印支期、燕山期和喜馬拉雅期是現代統一的中國大陸的定型階段。中、新生代時期，中國大陸繼續向北漂移，東部受庫拉—太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的影響，形成濱太平洋構造域，西部受印度板塊的擠壓，形成新特提斯構造域，從而改變了中國大陸古生代以來以古亞洲構造域為主導的構造格局，為現代大陸構造格架的形成創造了條件。
印支期是古生代與中新生代的過渡時期，古構造、古地理既沿襲了古亞洲構造域的特徵，又對前期構造格架及古地理面貌有所改造。燕山期是重大變革時期，在濱太平洋構造域與新特提斯構造域地應力場效作用下，對已形成的中國大陸構造格架進行改造，東部形成北東、北北東向構造帶，西部形成北西西、近東西向構造帶。北東向構造體系自東部海域至大陸中部形成北北東向巨型隆起帶和沉降帶，由山系組成的隆起帶多為中低山，由松遼、華北、江漢及鄂爾多斯、四川等大型沉積盆地組成沉降帶。東西向構造帶以天山—赤峰活動帶、昆侖—秦嶺活動帶形成近東西走向的巨型山系，古天山、古陰山、古燕山、古秦嶺及古南嶺等中低山系自西而東橫亘於中國大陸。北東、北北東向構造帶和北西西、近東西向構造帶相互交織、重疊形成新的構造格局，為現今構造、地貌格局奠定了基礎。
進入新生代，亞洲大陸地球動力學機制出現轉機，地殼應力狀態發生改變，構造格架與燕山期有所不同，古地理面貌亦隨之改變。古新世—始新世時期，西藏南部、塔里木西部、台灣等仍為海水淹沒，地勢在海平面之下，發育有海相沉積。藏南老第三紀早期海岸線位於班戈錯—下崗江一帶，中期退至雅魯藏布江北側的仲巴—林周一帶，至晚始新世海水從西南和東南方向退出，西藏全境成為低山和湖沼窪地，海拔高程均在1000 m以下。塔里木盆地西部喀什海灣亦逐漸縮小、變淺，為地勢平坦的潟湖，形成淺海相、潟湖相、海陸交替相沉積，周緣隆升為地勢不高的山系。大陸東部，東海大陸架已經形成，時而為海，時而為陸，地勢平坦呈向東傾緩坡。古新世至始新世為淺海相、濱海沼澤相沉積，漸新世為淺湖、河流沼澤相沉積。台灣地區構造活動增強，菲律賓海板塊強烈擠壓，火山噴發形成火山碎屑岩沉積，厚度超過萬米，為後期台灣島隆升准備了物質條件。始新世末，印度板塊與歐亞大陸對接，最後形成完整統一的中國大陸，期後主要以剝蝕夷平為主，原來形成的中低山系被剝蝕後高差漸小，整個大陸被準平原化。
新第三紀時期，中國大陸西部印度板塊喜馬拉雅板片與藏滇板塊剛剛碰撞，特提斯海與喀什海灣的海水退出不久，碰撞帶尚處調整、固結階段。此期印度板塊在洋脊擴張的推動下繼續向北北東方向推移，因緯向慣性力指向西，其量值雖小，兩者合力則由原來指向北北東而轉向北偏移，形成向北的擠壓應力。同時歐亞板塊在地球自轉加速的情況下，形成指向赤道方向的經向慣性離心力的切向增量較大，形成向南的擠壓應力。在南北擠壓應力作用下，藏滇板塊在水平方向被壓縮變短，在垂直方向緩慢隆升達到2000 m左右的高度。中國大陸東部地應力亦經歷了一個調整過程，燕山期的地應力狀態是太平洋板塊相對向北移動，亞洲大陸相對向南移動，兩者運動相反而作逆時針對扭，派生出北西西—南東東方向的擠壓應力，形成北北東向隆起帶與坳陷帶，以及北北東向的左旋壓扭斷裂帶。晚始新世—漸新世初即喜馬拉雅早期，太平洋板塊運動方向由北北西向（或向北）轉為北西西向（或向西），主壓應力偏轉了一個角度，扭動方向亦由逆時針扭動轉變為順時針扭動（或擠壓）。由於主壓應力方向偏轉角度較小，延續時間不長，並未改變原構造帶的總體走向，只是近似同方位擠壓，使隆升與沉降仍然持續。在隆起帶形成的緯向山系出現引張斷陷，隆起帶遭受風化剝蝕的同時還在緩慢隆升，坳陷帶亦繼續沉降，華北盆地整體沉降形成大型坳陷盆地。位於大陸東緣的台灣受菲律賓海板塊的推擠，太平洋板塊運動偏轉後，中新世中期後台灣島開始隆升露出海面。
漸新世末至上新世早中期是中國大陸現代地貌奠基階段，大陸西部喜馬拉雅山系隆升，海拔在3500 m以下，藏南抬升至2000 m左右，藏北盆地則隆升為高地，藏東古橫斷山達2000～3000 m，呈現東高西低的地勢，水系由東向西入海。西北山系快速隆升，古天山、古祁連山及古喀喇昆侖山已抬升至中高山，幾個大型盆地堆積了巨厚粗碎屑沉積物。大陸東部以剝蝕夷平和沉降堆積為主要特徵，除古秦嶺仍為中高山外，古陰山—燕山、古南嶺山系均被剝蝕夷平為低山，而北東向的古五台山—古太行山已隆升為中高山，古大興安嶺仍保持為中低山，吉遼山地、閩浙高地以低山為主。華北盆地整體下沉形成拗陷型盆地，松遼、蘇北盆地沉降范圍擴大，江漢盆地沉降幅度減小，盆地亦稍有縮小。而台灣東部中央山脈開始隆升，西部海陸交替相沉積厚達6000～7000 m。東海北部及黃海大部仍為陸地，南海海域地殼較為穩定，開始整體下降為海，形成兩隆三坳的構造格局。
上新世晚期至全新世，中國大陸古地理面貌發生了很大的變化。大陸西部應力狀態並未發生重大改變，印度板塊強烈向北推擠與歐亞大陸向南阻擋，兩力相對擠壓，碰撞帶調整、固結基本完成。從上新世晚期開始青藏地區迅速隆升，地殼受擠壓後大幅度縮短，喜馬拉雅山隆起幅度遠高於整個高原。青藏高原的東緣因失去印度板塊的碰撞阻擋，出現強烈的順時向扭動，從而整體形成旋扭構造體系。高原北側因西伯利亞板塊的向南推擠和高原的阻隔，南北向的擠壓導致天山山系的隆升與准噶爾、塔里木盆地的沉降。大陸東部，更新世前地應力狀態未發生改變，隆升的山系和坳陷、斷陷盆地仍在隆升和下陷。早更新世時，地球自轉速度減慢，太平洋板塊向西俯沖推擠作用減弱，走向近南北的斷裂帶和坳陷帶出現引張斷陷。在青藏高原東緣由於南北向擠壓又受到揚子陸塊向西的推擠，被擠壓向東蔓延的物質形成大雪山系，而本應隆起的四川盆地，因青藏高原地下殼幔物質東延頂托起莫氏界面，地表則沉降形成丘陵，被周緣山系圍限後形成盆地。自中新世中期後，台灣島強烈隆升與沉降，中央山脈強烈隆升，伴有火山噴發與擠壓變質，西側快速沉降堆積了巨厚沉積物。中新世末，南海北部強烈拉張形成北東東向的南海北緣槽地。上新世晚期前，南海中部經過兩次擴張形成北東—北北東向中央海盆。
上新世晚期至更新世是中國大陸古地理面貌定型時期。青藏地塊強烈抬升，從中新世中期2000 m抬升到中更新世時3000 m，至晚更新世時達4000 m以上。喜馬拉雅山系和帕米爾高原隆升速度最快，達到7000～8000 m以上的高度，成為世界最高峰，整個高原呈現由西向東緩慢傾斜地貌。漸新世至中新世時期形成的剝蝕夷平面抬升到5000 m高度，構成了大陸地勢最高一級階梯。古天山山脈強烈抬升，西段最高峰達5000～6000 m，北山、阿爾泰山隆升為中低山，總體形成西北高、東南低的地勢。塔里木、准噶爾盆地堆積了2000 m厚的陸相紅色碎屑沉積，在山前坳陷形成巨厚的西域系，最厚達3000 m。更新世時期形成黃土高原，鄂爾多斯盆地邊堆積、邊抬升，高達1000 m，局部可達2000 m，成為現代黃土高原。隨著陰山山脈和大興安嶺的抬升，內蒙古高原海拔高達800～1000 m。雲貴高原自上新世晚期後，西段抬升達2000～3000 m，東段抬升較弱，山峰在2000 m左右，總體構成西高東低的緩傾高原。鄂爾多斯、內蒙古、雲貴高原構成中國大陸第二級階梯。大陸東部，華北盆地的沉降形成由西向東至渤海灣緩慢傾斜的大平原，海拔高度由幾十米至3～5 m，渤海、黃海、東海陸架時而為陸，時而為海。早期隆起的山系仍在繼續隆升，大陸南方閩浙高地經過強烈風化剝蝕，至晚更新世晚期夷平為200～500 m高度的低山、丘陵，局部達到中低山高度。南嶺山系雖遭剝蝕仍為中低山。台灣島活動最強烈，中央山脈繼續強烈隆升，最高達到中高山，陸地亦在不斷擴大。整個大陸東部形成以平原和低山丘陵為主的平緩地勢，構成中國大陸最低一級階梯—第三級階梯。
中國大陸經過新構造運動的強烈變形改造，西部的古特提斯海變成世界屋脊，青藏高原構成大陸地勢的最高一級階梯，中部的隆升與沉降過渡帶，幾個寬緩隆起高原成為中間一級階梯，東部剝蝕山地和沉積平原構成大陸最低一級階梯，最後一次冰期後，海水退出大陸，現代海岸線基本定型，中國現代大陸構造地貌最後定型。
老第三紀中國大陸古氣候以南北分帶為特徵，北帶為東北、華北，以及蘇北、南陽、江漢等，氣候溫暖潮濕，以落葉林和常青樹為主，植物生長繁茂。下第三系為褐煤、油頁岩等雜、暗色沉積。北帶西部氣候比較乾燥，形成陸內湖相砂泥岩沉積或山間斷陷砂泥岩沉積。中帶為天山—六盤山—大別山以南，岡底斯山—南嶺一線以北，以乾旱植物為特點，形成紅色碎屑岩和含膏鹽沉積，屬乾旱亞熱帶氣候。南帶為雅魯藏布江以南及南嶺以南，早期為乾旱氣候，中晚期受印度洋和太平洋季風影響，氣候濕潤，以常綠樹植物為主，屬熱帶—亞熱帶氣候，形成利於成煤的雜、暗色沉積。
新第三紀，由於古構造、古地理的演變，中國大陸古氣候變化比較復雜。受東西向喜馬拉雅山系及南嶺的阻擋，印度洋、太平洋季風形成的降雨僅在南嶺以南地帶，受大興安嶺、太行山、武陵山等近南北向山系的阻隔，太平洋季風形成的降雨也在山系以東地帶，因而潮濕、半潮濕氣候帶主要分布在中國大陸的南部及東部。東北東部和華北北部，由於海洋性氣候的影響，溫暖濕潤，生長針葉、落闊葉混合林植物群，屬溫帶、亞熱帶氣候，中新統有褐煤、油頁岩、硅藻土沉積。華北南部至南嶺以北，由於海洋性氣候影響，溫暖濕潤，以亞熱帶植物為主，有褐煤、硅藻土沉積。南嶺以南及橫斷山脈以東，地處熱帶、亞熱帶濕潤帶，又受海洋性氣候影響，暖熱潮濕，以常綠闊葉植物為主，為含褐煤層暗、雜色沉積。昆侖山以南及橫斷山脈以西青藏高原，更新世前喜馬拉雅山雖已上升，其高度尚不足以阻擋印度洋潮濕氣候的侵入，以常綠樹植物為主，氣候溫暖潮濕，雨量充沛，以含褐煤暗色沉積為主。藏北地勢高寒氣候乾燥，植被為灌木，草原為雜色碎屑沉積。昆侖山、西秦嶺以北及大興安嶺、太行山、武陵山以西，青藏高原隆升阻隔了印度洋暖濕氣流，近南北向山系亦阻隔了太平洋季風，屬於大陸性乾旱氣候，上新世變為鹽鹼草原和沙漠，為河流相、湖泊相、山麓相紅色沉積。
新生代時期，第三紀含煤盆地的形成與演化是新特提斯構造域與濱太平洋構造域相互制約的結果。經歷了板塊拼接的中國大陸，在兩種不同地球應力場作用下，西部形成了近東西向的緯向構造體系，東部形成了北北東向構造體系，兩種應力作用形成的兩種構造體系相互交織、疊加，造就了第三紀時期中國大陸構造格局，形成了第三紀時期古地理特徵，從而導致了中國大陸古氣候、古植物的演化變遷，這些即是第三紀含煤盆地形成與演化的主導因素。中國大陸第三紀含煤盆地以中小型斷陷盆地為主要特徵，其分布主要集中在大陸東北部和西南雲貴高原，除此在台灣、渤海灣、黃海和東海陸架及南海北部亦有分布。大陸北方含煤盆地以老第三紀為主，大陸南方則以新第三紀為主。第三紀含煤岩系變質程度較低，多以褐煤為主。
中國大陸西部屬新特提斯構造域范疇，印度板塊向北推擠和西伯利亞板塊向南阻隔形成的南北擠壓應力，呈現為南部強烈向北逐漸減弱的趨勢。大陸西南部藏滇板塊和喜馬拉雅板片（漸新世前）碰撞前，即新特提斯海發育時期，青藏高原的地勢僅有1000 m海拔高度，是受海洋氣候影響的溫濕低中山區，隨著海域的南遷海水向南退縮，出現海陸交替相含煤沉積。青藏高原數以百計的第三紀沉積盆地，勘查探明的微乎其微，但已被證實的札達、昂仁等盆地確實含煤。由於兩大板塊的碰撞，青藏高原隆升成為阻隔南北的屏障，高原氣候轉寒，山間斷陷盆地成煤條件較差，新第三紀含煤盆地不很發育，僅見藏北倫坡拉盆地、藏南札達盆地等。
青藏高原以北塔里木陸塊和准噶爾—興安活動帶的西部，即中國大陸西北地區，老第三紀時期昆侖山、天山等橫亘東西的山系並不高聳，鑲嵌在山系間的塔里木、准噶爾、柴達木等大型沉積盆地發育較好，老、新第三紀沉積盆地仍有陸內河湖相沉積，塔里木盆地西南地區早期尚有海相、海陸過渡相沉積，但由於處於不利植被生長的乾旱氣候帶，缺少成煤有機物質，未能形成含煤盆地。新第三紀青藏高原和東西向的山系隆升後，加劇了區內乾旱氣候環境，無論是大型沉積盆地或是中小型斷陷盆地都未能形成含煤沉積建造。
中國大陸東部屬濱太平洋構造域范疇，太平洋板塊對亞洲大陸的俯沖與亞洲大陸的阻擋，先是逆時針而後轉向順時針的壓性扭動，顯現出東部強烈向西逐漸減弱的擠壓應力。大陸東北部的華北陸塊和准噶爾—興安活動帶的東部地域，老第三紀繼承了燕山期構造特徵，古地貌亦呈現出北北東向的隆起山系和與其相間的沉陷盆地，由於大興安嶺—太行山—武陵山的阻隔，使其東西部氣候差異懸殊，東部為有利於植被繁生的溫濕氣候帶，西部卻是不利植被生長的乾旱荒漠氣候帶。在東部，早期形成燕山期後復活的敦化—密山斷裂帶、依蘭—伊通斷裂帶及郯城—廬江斷裂的南延帶，以及老第三紀形成的下遼河、渤海灣、華北裂谷帶都有含煤沉積，由於盆地發育較好，沉積岩相匹配，加之成煤有機物源充沛，裂陷盆地成為良好的聚煤帶。依蘭—伊通斷裂帶西側的松遼盆地老第三紀整體隆升，僅在盆地北部有第三紀沉積，鑽井已鑽遇含煤岩系。西部的海拉爾、二連盆地，早白堊世含煤沉積發育較好，第三紀時期古氣候條件不利成煤，形成陸內紅色河湖相碎屑岩沉積。鄂爾多斯盆地老第三紀開始隆升，新第三紀僅在盆地周緣有沉積，亦為陸內紅色河湖相碎屑沉積，在盆地周緣發育的斷陷盆地亦未形成含煤沉積。新第三紀僅在華北陸塊北緣冀北蒙南一帶和天山—赤峰活動帶圍場一帶發育有含煤盆地。
中國東部的南方大陸第三紀時期處於隆升構造背景，斷陷盆地零星分布，大部未形成含煤盆地。黃海、東海海域屬延伸的大陸架，老第三紀由陸相轉為海相又轉為海陸過渡相沉積，在濱海相、海陸交替相形成含煤沉積。台灣活動帶第三紀為海相、海陸過渡相沉積，新第三紀形成前陸坳陷含煤盆地。海南北部新第三紀裂陷槽形成含煤沉積，南海弧後盆地亦形成含煤沉積建造。
與中國大陸東北含煤盆地遙相呼應的是西南雲貴高原，它位於藏滇板塊南段，華南板塊的西緣，介於兩個板塊的交接部位。由於印度板塊向北推擠，華南板塊向南擠壓，板塊拼接帶兩側相協形成北西—南東向弧形構造，在區域扭壓應力背景下形成隆升的高原，並形成廣布全區的小型斷陷盆地，在新第三紀溫濕的氣候環境下，有充沛的成煤有機物源匯集到有利成煤的沉積盆地，往往形成富煤沉積盆地。由於成煤期較晚，含煤岩系埋藏較淺，煤岩變質程度較低，絕大多數為褐煤。
Ⅳ 聚煤古地理環境和古氣候的演變
一、聚煤古地理環境的演變特徵
聚煤作用是在一定的古地理環境條件下發生的。我國地史時期隨著海陸變遷、海面變化和古植物演化，聚煤作用由淺海、濱海向鄰海和內陸逐步擴展和遷移，聚煤古地理景觀構成一個時空演化系列。早古生代煤形成於濱海—淺海環境，為菌藻類轉化而成的腐泥煤;晚古生代以海濱環境為主;中、新生代則從鄰海環境逐步過渡為以內陸盆地環境為主，聚煤作用范圍逐步擴大，聚煤古地理環境漸趨多樣化。
早古生代末，華北、塔里木、上揚子等陸塊隆起剝蝕，華南東部的古華夏海槽和西北的祁連海槽亦褶皺隆起，陸地范圍顯著擴大。晚古生代海侵沿襲了古華夏海槽和祁連秦嶺槽地的方向，早石炭世晚期(大壙期)海水曾達滇東、蘇北和皖南一帶。在短暫的海退期，沿陸緣濱海地帶形成小型三角洲平原、障壁潟湖和濱岸潮坪成煤環境，主要分布於上揚子—江南古陸東南緣和河西走廊一帶，是在海域不斷擴大的總趨勢下形成的，並顯示向陸地方向的穿時和遷移現象(圖12-1)。
圖12-1 早石炭世晚期古地理圖(據韓德馨等，1980，修改)
晚石炭世海域范圍進一步擴大，華南、西南的大部分地區淪為淺海碳酸鹽盆地。海侵范圍波及長期隆起的華北地塊，晚石炭世早期，海水由東、西兩側進侵，晚石炭世中晚期達到最大規模。華北聚煤盆地的古地理環境為陸表海、潟湖潮坪障壁體系和三角洲平原的區域配置和交換。主要煤層賦存於海進沉積序列，在盆地北緣形成東西向展布的厚煤帶。早二疊世伴隨蒙古大興安嶺海槽的封閉過程，大量陸源碎屑注入盆地，海侵范圍向南退縮，以淺水三角洲為主體的聚煤環境自北向南推移，呈現出山前沖積平原、濱海三角洲平原和潟湖海灣沉積環境的有序配置，賦煤層位逐步抬高，組成海退沉積序列。早二疊世早期形成盆地范圍的重要厚煤層，早二疊世晚期至晚二疊世聚煤作用則退縮於盆地的南緣地帶。
早二疊世華北、西北地區廣泛海退的同時，華南地區的海域范圍則繼續擴展，海水向西北側上揚子古陸區快速侵漫，沿古陸邊緣的潟湖潮坪環境發育早期含煤沉積，並迅速被廣海碳酸鹽沉積所代替。早二疊世晚期，由於東吳運動的影響，華南廣大地區隆起為陸，海水退居東南隅，在海西期造山帶的前緣堆積了濱海碎屑含煤岩系。晚二疊世早期，海水由西南方向再度進侵，但其強度已明顯減弱。在海域不斷擴大的趨勢下，華南地區呈現比較復雜的島海古地理景觀，岸線曲折，海陸穿插，沉積類型多樣。東南沿海為陸相、過渡相碎屑含煤沉積，盆地中部為濱海、淺海相碳酸鹽含煤沉積，黔西、滇東地區則持續發育大型三角洲復合體，為煤層最富集的地區。隨著海域不斷擴展，聚煤帶向古陸方向遷移。晚二疊世晚期，華南地區再次被廣海淹沒，以碳酸鹽和硅質沉積為主，含煤沉積則局限於川滇古陸東側的滇東、黔西和川西一帶(圖12-2)。
圖12-2 晚二疊世早期古地理圖(據韓德馨等，1980，修改)
古生代末至中生代初期是我國海陸變遷的轉折期，晚三疊世秦嶺以北及我國東部廣大地區隆起為陸，海區退縮於華南東南隅及西南地區，聚煤盆地主要分布於海陸交接的鄰海地區，聚煤古地理景觀具有「過渡型」特色。海水內侵受到限制，以富含半鹹水動物化石為特徵。華南東部以海灣型沉積環境為主，主要含煤層段賦存於盆地早期沖積扇粗碎屑發育的充填層序，各盆地充填差異顯著;中期各盆地與海域連通，形成地形復雜的海灣;晚期隨著海退過程再次出現聚煤作用，可延續至早侏羅世，但一般含煤性變差。西南地區以潟湖型沉積環境為主，由於河流注入而導致潟湖淡化，並逐步擴張超覆，向鄰海湖盆演化，主要含煤層段形成於濱湖三角洲平原環境。
侏羅紀早期西南和華南的海域進一步退縮，伴隨潮濕氣候帶的北移，早、中侏羅世聚煤盆地主要分布於昆侖—秦嶺構造帶以北地區，內陸盆地佔據主導地位。大型內陸盆地主要分布於西部地區，以湖盆為中心構成內流水系，呈現沖積扇、沖積平原—三角洲平原—湖泊沉積環境的有序配置，沖積平原和濱湖三角洲平原是主要聚煤環境。隨著盆地的演化，盆地充填經歷了沖積—湖泊—沖積充填層序的更替，形成上下兩個含煤組，一般以湖泊充填淤淺基礎上形成的上煤組含煤性較好。中、小型山間盆地和谷地主要分布於東部地區，常由於盆地充填淤淺而沼澤化，形成厚煤層。中生代晚期海域退縮於藏南和東北三江平原局部地區，並有濱海型含煤沉積分布。東北、內蒙古東部地區則廣泛發育內陸斷陷煤盆地，構成高地和湖盆星羅棋布的古地理景觀。盆緣斷裂活動和近源物質供應是控制盆地形成和演化的主導因素，沿盆緣斷裂分布的沖積扇的進積和退縮控制了盆地沉積環境的空間配置，聚煤環境出現於盆地演化的一定階段和盆地的特定部位，在湖泊淤淺的基礎上形成上部含煤段，常發育巨厚煤層。
新生代古近新近紀聚煤盆地主要分布於東北和西南地區，多為內陸斷陷或構造侵蝕盆地，瀕太平洋地區尚有濱海型和海灣潟湖型含煤沉積，與古近新近紀伸向陸地的指狀海相連通。內陸聚煤盆地常常賦存巨厚煤層，煤層一般出現於填充盆地向湖盆演化的過渡階段，煤層上覆為湖相泥岩或泥灰岩。
二、主要聚煤期的古氣候
聚煤期的古氣候是影響沉積盆地充填和聚煤作用的重要因素之一，適宜的古氣候條件對植被的發育和泥炭聚積起了重要作用，分析各聚煤期的古氣候狀況有助於了解聚煤盆地的時空分布和充填物特徵。
(一)晚古生代聚煤期古氣候
早石炭世的古氣候比較單一，植物界剛剛擴展到陸地，只能在溫暖潮濕的氣候條件下生存。早石炭世發育的擬鱗木植物群不具年輪，植物化石分布於南、北半球，甚至現在的北極地區，絕大部分地區相當於熱帶、亞熱帶氣候。我國絕大部分地區屬於擬鱗木植物群分布區，僅內蒙古、東北北部局部地區見有安加拉植物群分子，說明局部氣候略為溫涼。
晚石炭世植物地理分區已經形成，可區分為4個植物群類型，即安加拉植物群、岡瓦納植物群、歐美植物群和華夏植物群。其中，前二者屬於溫帶氣候，後二者則屬於熱帶、亞熱帶氣候。我國除東北、新疆北部屬安加拉植物群，藏南屬岡瓦納植物群外，絕大部分地區為華夏植物群。鱗木非常繁盛，莖上氣孔構造發育，輝木莖皮層中含有大量附生根，為熱帶、亞熱帶濕潤氣候帶的產物。此外，中亞一條北西向的乾燥帶東延至我國西北地區。
二疊紀植物演化更加明顯，植物地理分區清楚。天山以北、內蒙古北部和東北北部為安加拉植物群分布區，屬於溫帶半潮濕氣候。岡瓦納植物群主要分布於藏南地區，以舌羊齒為主，代表溫帶或冷溫帶半潮濕氣候。我國大部分地區為華夏植物群分布范圍，貴州西部峨嵋山玄武岩組、龍潭組和長興組中發現的豐富的輝木，反映了熱帶雨林氣候條件下的生態特徵。華北地區輝木不發育，大羽羊齒類形體較小，屬於亞熱帶半潮濕氣候。晚二疊世華北地區南部仍持續溫暖潮濕氣候，有煤層和紫斑泥岩發育，但從整個沉積物類型和植物化石組合判斷，我國西北、華北廣大地區的氣候已漸趨乾燥，乾燥帶由西向東擴展，聚煤作用終止(圖12-3)。
(二)中生代聚煤期古氣候
早、中三疊世我國大部分地區處於乾燥氣候帶，中三疊世末華南地區轉為熱帶、亞熱帶潮濕多雨氣候，發育叉羽羊齒植物群，其中蘇鐵植物占據優勢。華北、西北地區則以木賊、類丹蕨、束脈蕨等旱生耐涼植物為主，代表溫帶半潮濕氣候。早、中侏羅世我國南方蘇鐵、真蕨植物特別繁茂，代表熱帶、亞熱帶氣候，北方則以真蕨、松柏類和銀杏類為主體，代表了一種針葉、闊葉混交林植被景觀，總體上這一植物群是亞熱帶—暖溫帶氣候的反映。中侏羅世中晚期紫色沉積增多，礦物成熟度降低，蒙脫石含量增高，植物化石缺乏，反映氣候漸趨乾燥。早、中侏羅世北方潮濕氣候帶的分布與古地中海海洋氣團的北移、東進有關，從而增大了這一內陸地區的降雨量，形成了許多重要的聚煤盆地。
晚侏羅世全球氣候有較大變化，中亞一帶乾燥氣候區擴大，我國南方廣大地區屬熱帶、亞熱帶乾旱氣候，晚侏羅世、早白堊世沉積基本為紅層。北方，尤其是陰山以北地區，以松柏、蘇鐵、銀杏等植物為主，具有年輪，氣候季節分明，屬溫帶氣候。東北和內蒙古東部地區潮濕多雨，植物繁茂，形成了上百個斷陷煤盆地，這一地區受到古太平洋季候風的影響。我國境內中生代乾旱氣候帶和潮濕氣候帶自西南向東北逐步推移，導致晚三疊世、早—中侏羅世和晚侏羅早白堊世聚煤帶有規律的時空分布。一般來說，潮濕氣候帶和構造拗陷、斷陷帶的疊合決定了聚煤盆地發育的部位。
(三)新生代聚煤期古氣候
古近紀我國自北而南跨越了暖溫帶和亞熱帶、熱帶兩個植物區，是木本被子植物繁盛階段。新近紀氣候有緩慢變冷的趨勢，亞熱帶北界南移。隨著青藏高原的隆升，受海洋氣團控制的潮濕氣候帶移至雲南和華南沿海地區，在滇中、滇東等地形成數百個小型煤盆地。歐亞大陸腹地則日趨乾燥，大面積呈現草原植被景觀。古近新近紀位於北半球的兩條潮濕氣候帶和一條乾旱帶以北西南東方向穿越全國，乾旱帶的分布范圍由新疆經青、甘、寧、陝而達於閩、浙沿海，這一廣闊的乾旱氣候帶是聚煤盆地分布的一級控制因素，加之印度洋和太平洋季候風的影響，以致我國古近新近紀煤盆地主要分布於東北和西南地區。
Ⅳ 地理知識解釋南極洲煤田成因
在我國，南方復氣候溫暖制濕潤，多河流，地形較復雜，運輸以船舶為主。北方氣候相對乾燥，地勢比較平坦，道路多成棋盤式，相對寬廣，運輸陸路為主。所以稱南船北馬。
水稻喜溫喜濕，適宜南方亞熱帶氣候種植，而小麥適宜於溫帶氣候，所以大部分分布在北方。
麵食營養教大米豐富，所以南矮北高。
南方地理位置優越，氣候條件好，經濟發達，至於南尖北平是由於地質運動引起的。
我國跨緯度大，產生了氣溫的差異，北方是溫帶季風氣候，南方是亞熱帶季風氣候和熱帶季風氣候。由於地形（秦嶺）和風速的原因，造成了降水的差異，南方是水田，北方是旱地。北方地區以平原，山地為主；南方地區以丘崚為主。上訴是造成南船北馬，南米北面，南矮北高的原因。至於南繁北齊，是因為南方地區有許多地方是著名的僑鄉，又因為南方地區距海近，多優良港口，交通便利等諸多原因，引來了許多海外華僑大量投資，生活慢慢發生了改變。
Ⅵ 煤田是怎樣形成的
煤炭大部分是由森林、草原等陸地高等植物形成的，在一個長期沉降的大陸盆地內中，森林的植物一容代又一代地沉積，最後就會在那裡堆積形成煤炭，在高溫高壓的條件下碳化形成沉積岩，即煤炭。因此形成煤炭的條件非常簡單：1、該地區地殼是沉降堆積的而不是抬升侵蝕的；2、氣候濕潤擁有大量植物（森林或草原）。
Ⅶ 雞西煤田地質構造是怎樣的
晚侏羅世煤系在黑龍江省東部形成於廣闊的近海古地理環境
Ⅷ 含煤地層的古地理環境是怎樣的
含煤炭的古地理環境都是發生過劇烈地質構造變化的。
Ⅸ 各地的煤田形成的地質年代並不相同。
侏羅紀
參見
1984年10月14日，新華社發表一則《陝北有煤海 優質易開采》消息，報道了榆林地區境內蘊藏著千億噸以上的黑色寶藏。消息披露後，猶如石破大驚，震動了世界。從此，榆林這塊古老而蒼涼的大地沸騰起來了。
在漫長的地殼發展過程中，榆林經歷了三次聚煤作用，形成了三個不同地質時代的煤田、即陝北石炭二疊紀煤田，陝北三疊紀煤田，陝北侏羅紀煤田。三大煤田自下而上處於1500米以淺的不同地層，含煤面積與全區土地面積相當，且有部分相互重疊。
石炭二疊紀煤田面積 4萬多平方公里，可採煤層11層，單層最大厚度15.47米，探明儲量 56.7億噸。煤種主要為長焰煤、氣煤、肥煤、焦煤。
三疊紀煤田面積3678平方公里，主要可採煤層 6層，探明儲量O.33億噸。煤類主要為氣煤、肥煤。
侏羅紀煤田面積 24561平方公里，可採煤層14層，主採煤層 5層、煤層單層最大厚度12.5米，每平方公里地下儲煤1000萬噸。探明儲量l349.4億噸，煤類主要為長焰煤、不粘煤和弱粘煤。【【【通常講的神府煤田，就是指侏羅紀煤田。 】】】
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神府煤田是我國已探明的最大煤田，佔全國探明儲量的15％相當於50個大同礦區、 100個撫順礦區，與俄羅斯的頓巴斯煤田和庫茲巴斯煤田，德國的魯爾煤田，美國的波德河煤田和阿巴拉契亞煤田，波蘭的西里西亞煤田並稱世界八大煤田。
神府煤田的探明是我國二十世紀八十年代的重大發現。專家預言，中國的希望在西部！神府煤田在西部大開發中，必將成為一顆璀璨的明珠！
Ⅹ 什麼叫煤田什麼叫煤礦有什麼區別嗎
煤田表示的就煤炭資源區域的統稱，而煤礦是從煤田中劃分出來的個體。煤田的范圍大於煤礦。
在地質歷史發展過程中，同一地質時期形成並大致連續發育的含煤岩系分布區稱煤田。煤田大多表現為盆地形態 ，故又稱煤盆地 。同一煤田的煤系，可以是連續的，也可以不連續的，不連續分布是由於煤系形變後長期受剝蝕的結果。根據煤系的出露情況，可將煤田分為3種類型：一是暴露式煤田。煤系出露良好，如中國大青山石拐子煤田。二是半暴露式煤田。根據下伏岩系的出露，可以圈出部分邊界的煤田，如中國開灤煤田。三是隱伏煤田。煤系大部分被掩覆，無法確定邊界的煤田，如中國蘇北的一些煤田 。
由單一地質時代形成的煤系構成的煤田稱為單紀煤田，如中國撫順、阜新煤田；由幾個地質時代的煤系形成的煤田稱為多紀煤田，如中國鄂爾多斯煤田。煤田由煤系、蓋層和基底3部分構成。根據地質構造 、地理環境、生產規模，一個煤田可劃分為若干個煤礦區或煤產地，一個礦區又可分為若干個井田。
煤礦是人類在富含煤炭的礦區開採煤炭資源的區域，一般分為井工煤礦和露天煤礦。當煤層離地表遠時，一般選擇向地下開掘巷道採掘煤炭，此為井工煤礦。當煤層距地表的距離很近時，一般選擇直接剝離地表土層挖掘煤炭，此為露天煤礦。我國絕大部分煤礦屬於井工煤礦。煤礦范圍包括地上地下以及相關設施的很大區域。
煤礦是人類在開掘富含有煤炭的地質層時所挖掘的合理空間，通常包括巷道、井硐和採掘面等等。煤是最主要的固體燃料，是可燃性有機岩的一種。它是由一定地質年代生長的繁茂植物，在適宜的地質環境中，逐漸堆積成厚層，並埋沒在水底或泥沙中，經過漫長地質年代的天然煤化作用而形成的。在世界上各地質時期中，以石炭紀、二疊紀、侏羅紀和第三紀的地層中產煤最多，是重要的成煤時代。煤的含碳量一般為46～97%，呈褐色至黑色，具有暗淡至金屬光澤。根據煤化程度的不同，煤可分為泥炭、褐煤、煙煤和無煙煤四類。