如果区分砂岩，泥岩，灰岩，煤层，气层。需要看哪些曲线，这些曲线都有什么特征
综合看自然电位SP，电阻率Rt，声波Ac，中子CN，伽马GR等曲线。泥岩高自然电位低电阻率；砂岩与泥岩曲线特征相反；灰岩用声波识别，尤其在有溶洞的地方声波时差较高；气层声波衰减严重，声波时差曲线常见周波跳跃现象；煤层具有三高三低的特点，高声波AC，高中子CN，高电阻率RT，低伽马GR，低密度DEN。
事实上同时出现所有这些岩性的情况较少见，所以在判断时候选择性的用上3条左右的曲线就够了。
煤、泥岩、砂岩、灰岩其实都是统称，下面还有很多种类，而且不同地区的岩石在测井曲线上特征有可能截然不同，只能介绍典型特征了。
煤层测井特征：低自然伽马，低密度（最显著特征，一般在2g/cm3一下），高电阻率，高声波时差，高中子。
泥岩：高自然伽马（区别砂岩、灰岩、煤的最显著特征），电阻率一般较低。
砂岩：低自然伽马，自然电位明显负异常（最显著特征），与泥岩相比高电阻率，高声波时差，低中子。
灰岩：极低的自然伽马（显著特征，一般30API以下），极高的电阻率（显著特征，通常几千甚至几万欧姆米），低声波时差（190us/m以下）、低中子（5%以下）、高密度（2.6以上）.
界面一般以半幅点为准。
煤层气作为具有特定含义的专业术语已被广为认可。煤层气是以甲烷（CH4）为主要成分的可燃气体，以吸附状态赋存在沉积盆地的煤层之中，利用现代探采技术可以将煤层中的气体排采、贮集和利用。煤层气是一种洁净的气态燃料和化工原料。煤层气的开发利用可以减少煤矿开采中的灾害，可以减少甲烷向大气中排放的温室效应所造成的环境污染，是可以变害为宝的新型能源矿种。
人类对煤层气的认识有一个漫长的过程。在煤矿开采过程中，煤岩层中游离出的气体主要是甲烷，也有微量或少量的轻烃及其它气体，通常称其为瓦斯（Gas）。从煤岩层中游离出来散布在采煤巷道中的甲烷气体与空气混合后，只要有一定的引爆条件就可能爆炸，由此造成严重的人身及矿田的伤害和破坏，是煤炭采掘业危害最大的公害。
随着近代科学技术的发展，人们可以用回采技术将游离在采煤巷道中的煤层气采收利用，从而变害为利。英国在18世纪初采用了管线引到地面回收瓦斯的技术，19世纪末又采用了穿层井抽放瓦斯技术，此后巷道回采瓦斯技术在欧美地区广泛推广应用。中国很多煤矿区也都采用了巷道回采技术，2000年抽放量已经达到8.2×108m3，利用量为5×108m3。通过实践，人们认识到煤层中游离出来的甲烷气体是可以回收利用的，这种可燃气体是可为人类生产生活服务的优质洁净燃料，具有很高的经济价值，充分显现出煤层气的实用性。
人类真正把煤层气作为矿产认识其可采性还是通过地面垂向钻井开采技术的应用。最初，人们在石油钻井时发现煤层中丰厚的煤层气也可以通过井孔排采到地面，如常规天然气一样加以利用。同时也发现由于煤层中的气体主要是以吸附状态储集在煤层之中，与常规天然气的储集条件有明显的不同，其开采技术也有很大差别，用常规探采方法并不能奏效，从而逐步形成和完善了一套煤层气的探采技术。只有煤层气地面垂向钻井开采技术的应用，才能使数以亿万计的煤层气得到开发利用，才能将其列入具有重要经济价值的矿产资源行列。
煤层气与煤炭是同体共生矿，有与石油及常规天然气共存于同一沉积构造盆地的地质历史，沉积构造盆地是多种有机沉积矿藏赋存同载的母体。煤层气藏的成藏规律与煤藏、油藏、常规天然气藏及煤成气藏既有联因和类同，又有明显的差异和独特之道。煤层气藏在含煤-煤层气盆地中的分布有着自身的规律，煤层气藏的成生、演化和消亡，随着沉积构造盆地演化而变迁。
煤层气和其它有机沉积矿产赋存的沉积构造盆地的大地构造环境，同处于构造相对稳定的构造带，一般分布在大陆板块的相对稳定地区。石油及常规天然气成藏分布在震旦纪、古生代、中生代及新生代漫长的地质历史时期。而煤层气和煤炭（腐殖煤）主要分布在晚古生代的石炭纪、二叠纪，中生代以及新生代等几个地质历史时期的几个沉积阶段。跨时跨域广阔的石油及常规天然气，分布在有利于油气成生的海相或陆相沉积建造中，煤层气及煤炭要在有利于成煤的聚煤期，一般分布在湖沼相或海陆交替相的含煤沉积建造中。现今含煤-煤层气、石油、天然气沉积构造盆地的展布，是经过了漫长地质历史时期大陆板块的拼合变迁，沉积盆地演化发展的格局。
成藏条件的首要问题是有机物质的来源。有机成因论认为烃类物质在一定环境中，原始有机物质在热动力条件下经过热降解而形成。油和气同源于干酪根，但石油是源于海相或陆相沉积的腐泥型干酪根，天然气却是源于相同沉积相的腐殖型干酪根。煤层气与常规天然气的气源岩同属腐殖型干酪根，但又有很明显的差别，常规气来源于泥页岩、泥灰岩等沉积物中的分散有机质，而煤层气却仅源于大量聚集的成煤有机物质，是煤化的同时热降解而生成的气。
储集条件是成藏的另一重要因素。石油与常规天然气储集层一般是碎屑岩、泥页岩及碳酸盐岩的孔隙或裂隙。在一定的地质条件下，油、气、水互为介质，经过运移而聚集的烃类以液相赋存在储集层中，有时也呈现油水混溶或油中饱含溶解气。储集层中的气态烃，其中包括从煤层中游离出来聚集在非煤层中的烃类气体，也可以在一定条件下储集在油气储集层中，或者溶于油或水中。而以煤层为储集层的煤层气，却主要以吸附状态附着在煤岩基质微细颗粒的表面，在一定的地质条件下，也有一些溶解在煤岩基质孔隙、裂隙的水中或是游离在孔隙、裂隙的空间。
常规天然气或石油形成的油气藏，一般来说生气（油）源岩层与储集层是分离的，这是油气藏与煤层气藏的重要差别。煤成气之所以归类于常规天然气范畴，是其具有与常规天然气成藏类似的基本特征，但其生气源岩是煤系地层，而不是一般的生气（油）源岩，同时还必须要有与生气源岩相匹配的具有良好孔隙渗滤条件的储集层。煤层气藏是以煤岩层作为生气源岩，同时煤岩层又是储集层，烃类气体在储集层中的储存方式是以吸附状态为主。煤成气藏的形成与常规天然气藏一样，烃类气体经过运移储集到油气圈闭之中；而煤层气藏并不遵循常规天然气聚集成藏的一般规律，无须经过烃类气体的运移，也无须聚集在常规气藏的圈闭之中。
封盖条件是成藏不可缺少的因素。煤层气藏封盖层的形成，是在原始有机物质成煤过程中，与煤岩层同时沉积的泥页岩层，往往交互呈韵律出现，成为煤层气藏良好的区域盖层或局部盖层。区域性的盖层也是良好的隔水层，能将不同的煤系地层分隔成各自独立的水动力系统，使煤岩层处于封闭的条件下，使吸附在煤岩中的烃类气体以吸附状态较长期地保存在煤岩层中，而不会溶解在水中或逸散。
煤层气及其它有机沉积矿藏的成生、演化、破坏，是与其所赋存的沉积构造盆地同步发生的。原型沉积盆地经受多次构造运动发生复杂多样的形变，演化成各种类型的沉积构造盆地，盆地的演化过程也就是煤层气藏或其它有机沉积矿藏的成藏过程。随着沉积盆地的沉降，沉积岩层的不断深埋，盆地发生复杂的形变，深埋的岩层温度、压力也不断增加，当煤岩层或油源岩层达到一定的深度时，在不断强化的热动力效应影响下，原始有机物质经过热降解，腐泥类或腐殖类干酪根可以转化成气相或液相烃类及水等物质，富集的成煤有机物质经过煤化作用，在煤岩生成的过程中同时生成甲烷、轻烃和水等。在不同的地质历史时期，不同的地质构造条件下，热动力效应有所不同，因而油气生成有未成熟、成熟及过成熟等等差别，而煤岩呈现出不同的煤阶和煤质，不同量级的甲烷及烃类气体，以及造成煤岩层渗滤条件的好坏差别。
烃类物质在地质体中的运移、聚集、散失，煤层气藏与常规油气藏也有明显的差别。常规油气藏及煤成气藏遵循重力分异原理，在运移、聚集过程中，油、气、水不断分异，按气、油、水层次储集在油气圈闭的不同部位，不论圈闭是背斜构造、地层遮挡、岩性尖灭、断层封闭等何种形态，都要聚集在盆地相对高处的高等势封闭的低势区内。而以吸附状态储集在煤岩层中的煤层气，并不遵循重力分异原理，无须受高等势封闭条件下低势区所形成的圈闭的控制，只要有较好的封盖条件，能够形成相当的地层压力和温度，煤岩能够生成并有足量的甲烷等烃类气体，煤岩层发育有较好的孔隙、裂隙渗滤通道，煤岩孔隙、裂隙中的水溶解气或孔隙、裂隙空间的游离气的浓度能使煤岩中的吸附烃不被解吸而扩散，就可能形成较好的煤层气藏，因而在盆地的相对低位处煤层气藏照样可以形成。
由此可见，煤层气和石油、常规天然气虽然共存于同一沉积构造盆地，由于成藏机理的差异，油气藏及煤成气藏的油气是赋存在有利于气、油、水分异的复式背向斜相对高部位的圈闭中，而煤层气藏赋存在盆地中复式背向斜可成藏的有利构造带，甚至油气不可能成藏的区带煤层气也可能形成良好的气藏。
通过对煤层气藏和油气藏成藏机理的分析，可以看出两种矿藏有着明显的差异，因而勘探开发矿藏的方式也不相同。不能认为同在一个沉积盆地，可以用一种勘探开发方案兼探兼开，也不大可能用同一口钻井同采煤层气藏和常规油气藏。地下巷道采煤或是巷道中的煤层气采收和地面钻采煤层气的探采方法更是两种截然不同的工艺。不论是巷道采收煤层气的回收量，还是对煤层气利用的深度与广度，这种开采方式还是煤炭采掘的附属矿业。只有利用现代煤层气地面垂向钻井开采技术，以煤层气藏为勘探开发对象，人类才真正将煤层气作为一种独立的矿种来开发利用。经过大量的勘探开发实践，已经掌握了煤层气资源预测、地质评价，钻井、固井、测井、测试、压裂、排采等工程工艺技术，以及气井生产、气田建设等一系列煤层气勘探、开发、生产的技术。煤层气勘探、开发、生产技术已经形成自成系统的专业技术，成为煤层气产业的重要组成部分。
煤层气之所以称得上是矿产，是因为它在地质体中有着一定的赋存规律，有着明显的成藏性及可采性，有着巨大的资源前景和规模开发的可能，经过地质勘查可以探明其规模储量，经过开发可以形成规模产量。只有具备丰富的资源前景又能够开发利用，才能创造社会经济效益，才能构成经济社会的一大产业。人所共知，经过目前勘探开发预测，全球煤层气资源量为240×1012m3，相当于常规天然气探明储量的2倍；中国煤层气资源量为20×1012m3，相近于中国天然气远景资源量之半，煤层气资源的开发等于新增一个常规天然气资源。石油、天然气以及煤炭都是不可再生的重要矿产资源，在未来世纪石油及常规天然气将会出现紧缺，需要新的能源矿种来接替，煤层气将是悄然崛起的新世纪可替代能源。
3.1.1 煤层直接顶底板岩性分布
3.1.1.1 3＃煤层
北区直接底以炭质泥岩、砂质泥岩为主，局部为细粒砂岩；直接顶以泥岩、砂质泥岩为主，其次为粉砂岩和砂岩，砂岩主要分布于下峪口井田与燎原井田交界附近，砂体近东西向展布，系后期河流冲刷沉积成因（图3.1）。
图3.1 北区3＃煤层顶板分区及岩相图
1—泥岩；2—砂岩；3—粉砂岩；4—河床砂岩相；5—湖沼粉砂泥岩相；6—钻孔编号
南区煤层直接底多为砂质泥岩、泥岩和粉砂岩等低透气性岩石，岩性稳定；直接顶主要为泥岩、粉砂岩和砂岩（图3.2）。砂岩主要分布于马沟渠井田及象山井田的边浅部，呈北北东向条带状展布，具有明显的后期冲刷沉积特点。
3.1.1.2 11＃煤层
北区直接底多为泥岩，具团块状构造，含黄铁矿结核和大量植物根部化石；直接顶主要为石灰岩、泥灰岩、泥岩和砂质泥岩，局部为石英砂岩（图3.3）。总的来看，从南到北灰岩呈递增趋势，而石英砂岩则呈递减趋势，两者呈现互为消长关系。从侧向岩性变化看，灰岩区几乎无一例外地与石英砂岩区相邻，而泥岩区（包括砂质泥岩、钙质泥岩）多与粉砂岩区相邻，这种共生关系，反映了沉积环境的渐变性。
图3.2 南区3＃煤层直接顶板岩性分区及岩相图
1—泥岩；2—粉砂岩；3—砂岩；4—河床砂岩相；5—湖沼粉砂泥岩相；6—钻孔编号
图3.3 北区11＃煤层直接顶板岩性分区及岩相图
1—泥岩；2—粉砂岩；3—砂岩；4—灰岩；5—河床砂岩相；6—湖沼粉砂泥岩相；7—钻孔编号
南区直接顶以砂质泥岩、钙质泥岩、粉砂岩为主，其次为灰岩与砂岩（图3.4）。与北区相比，石灰岩与石英砂岩明显减少。石英砂岩区多与粉砂岩区相邻，钻孔中多见石英砂岩与粉砂岩互层。说明石英砂岩与粉砂岩系同一流动系统水动力分异的产物。石灰岩呈孤立透镜状分布，多与泥岩（钙质泥岩）区相邻，两者呈过渡关系。
图3.4 南区11＃煤层直接顶板岩性分区及岩相图
1—泥岩；2—粉砂岩；3—砂岩；4—灰岩；5—河床砂岩相；6—湖沼粉砂泥岩相；7—钻孔编号
3.1.2.3 2＃、5＃煤层
2＃煤层主要在矿区北部可采，而5＃煤层则主要在南区可采，北区2＃煤层直接顶以泥岩、砂质泥岩和粉砂岩为主，其次为砂岩（图3.5）。各岩性区呈北西－南东向条带状分布。砂岩区主要位于燎原井田中部和桑树坪井田南部，呈明显的河道砂岩形态特征。直接底为低透气性的泥岩。南区象山井田5＃煤层直接顶板多为河床相中细粒长石石英砂岩，集中分布于120、206、153、117、604、40号孔以南，66、英6、英21号孔以北的广大地区。其余为粉砂岩、砂质泥岩、泥岩等。直接底为低透气性的泥岩。
图3.5 北区2＃煤层直接顶板岩性分区及岩相图
1—泥岩；2—粉砂岩；3—砂岩；4—灰岩；5—河床砂岩相；6—湖沼粉砂泥岩相；7—钻孔编号
区内主要煤层直接顶岩性及分布特征概括于表3.1中，从表中可以看出南、北区差别较大。
表3.1 韩城矿区主要煤层顶板岩性特征一览表
3.1.2 煤层围岩含砂率变化特征
为了深入研究煤层围岩的透气性差异，本次研究分别统计了主采煤层（3＃、5＃、11＃）上下5m、10m和20m层段内的含砂岩比率，并绘制了含砂率等值线图。现就其变化特征，按煤层分述如下。
3.1.2.1 2＃煤层围岩含砂率
2＃煤层只在北区发育，其直接底以泥质岩为主。20m内含砂率平面上变化较大，从5%～75%以上，但底板砂岩系3＃煤层之老顶砂岩，多发育在距煤层底面10m以下。顶板砂岩为河道相砂岩，直接顶岩性分布（图3.5）及20m内含砂率＞50%的高值域在平面上均呈近北北西向展布的条带状。含砂率大于50%的区域集中分布于燎原井田和下峪口井田的东北部。
3.1.2.2 3＃煤层围岩含砂率
3＃煤层含砂率变化特征见图3.6～图3.17及表3.2。其基本特征为：①顶板岩石含砂率＞50%的面积率南区大于北区；②底板岩石含砂率＞50%的面积率北区大于南区；③底板砂岩主要位于距煤层底面10m以下。具体分析对比如下：
图3.6 北区3＃煤顶板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.7 北区3＃煤顶板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.8 北区3＃煤顶板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.9 北区3＃煤底板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.10 北区3＃煤底板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.11 北区3＃煤底板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.12 南区3＃煤底板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.13 南区3＃煤底板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.14 南区3＃煤底板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.15 南区3＃煤顶板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.16 南区3＃煤顶板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.17 南区3＃煤顶板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
（1）顶板岩石含砂率变化
南区含砂率＞50%的面积率远远大于北区，这说明南区3＃煤层顶板岩石中砂岩厚度大于北区。另外，20m内含砂率＞50%的区域形态均为条带状，反映了河床相砂体沉积特征。而5m内＞50%的区域形态多为透镜状，反映了浅水湖泊相砂体特征。
（2）底板岩石含砂率变化
与顶板岩石相反，北区含砂率大于南区，其20m内含砂率＞50%的区域形态均为条带状，反映了 旋回中部之漫滩相砂岩的分布特征，而10m和5m内含砂率＞50%的区域形态则以透镜状为主。
（3）顶底板含砂率对比
南区底板含砂率＞50%的面积率为10%（5m内）～50%（20m内），顶板则为40%（5m内）～60%（20m内）；就20m内含砂率来说顶底板岩石含砂率大体相等。但从表3.2可以看出，底板砂岩主要发育在煤层下10～20m之间，而顶板砂岩则主要发育在煤层上10m之内。故相对而言，底板透气性较差，而顶板透气性较好。
表3.2 韩城矿区3＃煤层顶底板围岩含砂率特征一览表
北区底板含砂率＞50%的面积率为40%（5m内）～70%（20m内）；顶板则为30%（5m内）～40%（20m内），含砂率底板大于顶板，考虑到煤层甲烷趋于向上逸散的特点，加之北区顶板含砂率较南区低，故更利于煤层甲烷的保存。
3.1.2.3 5＃煤层围岩含砂率
前已述及，5＃煤层系湖泊沉积体系，其底板为一套含砂岩透镜体泥岩。仅在S20、114号孔等少数几个区域形成了含砂率＞50%的高值区。
5＃煤顶板系山西组底部砂岩，顶板围岩中含砂率比较高，高值域没有形成明显的中心，系河道稳定侧向移动形成的带状砂体。另外，含砂率＜50%的低值域在168、136、165号孔之间成一扇形区，系顶板沉积期非河床流经位置（图3.18和图3.19）。
图3.18 南区5＃煤顶板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.19 南区5＃煤顶板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
3.1.2.4 11＃煤层围岩含砂率
11＃煤层顶底板岩石的形成环境属两种截然不同的系统，其底板为漫滩相砂岩和岸后沼泽相泥岩、砂质泥岩；而其顶板则系海相泥岩、粉砂岩、灰岩和石英砂岩。此处含砂率统计将石英砂岩和灰岩归于一类，即顶板含砂率实际上是顶板含砂岩＋灰岩的比率。
该煤层围岩含砂率特征见图3.20～图3.31。总的来讲，含砂率较低，但相对而言，①北区顶板岩石含砂率大于南区；②北区底板岩石含砂率小于南区；③南北区底板砂岩多位于煤层底面10m以下。
图3.20 北区11＃煤顶板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.21 北区11＃煤顶板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.22 北区11＃煤顶板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.23 北区11＃煤底板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.24 北区11＃煤底板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.25 北区11＃煤底板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.26 南区11＃煤顶板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.27 南区11＃煤顶板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.28 南区11＃煤顶板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.29 南区11＃煤底板20m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.30 南区11＃煤底板10m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
图3.31 南区11＃煤底板5m内砂岩厚度等值线图
单位为m，余为钻孔编号
（1）煤层顶板围岩含砂率特征
从图3.20～图3.22、图3.26～图3.28和表3.3可以看出，北区11＃煤层顶板含砂率大于南区。煤层顶面以上5m与10m层段内南北区含砂率相差一倍以上。含砂率＞50%的分布区域形态均为带状，反映了浅海相沉积特点。南区顶板砂（灰）岩主要赋存于11＃煤层顶面上10～20m之间，而北区煤层顶板砂（灰）岩含量在5m内、10m内和20m内基本一致。
表3.3 韩城矿区11＃煤层顶板含砂率特征一览表
（2）底板围岩含砂率特征
11＃煤层底板围岩含砂率变化比较简单。如图3.23～图3.25和图3.29～图3.31所示，总的来看含砂率比较低，南区在163、165、114号孔附近形成一个近东西向高值区，20m内含砂率＞50%的高值区面积率为30%，10m内为20%，5m内为20%。由此可以看出砂岩多位于距煤层底面10m以下。北区则在桑树坪井田110号孔和下峪口井田P18号孔以北形成二个近东西向的含砂率＞50%的高值条带，20m内含砂率＞50%之面积率为30%；10m内为5%，5m内为3%。
纵观3＃、5＃、11＃煤层顶底板岩石含砂率变化特征可见：①由于三个煤层顶板岩石形成环境不同，故含砂率的平面变化特征不同，11＃煤层顶底板含砂率变化较小，而3＃、5＃煤层顶板含砂率呈条带状高低相间分布；②三个煤层中除个别地区外顶板岩石含砂率均大于底板，一般相差一倍；③煤层底板中砂岩主要位于距煤层底面10m以下。所以可以认为各煤层底板均为煤层甲烷之屏蔽层。
3.1.3 煤层围岩岩石组合特征
上述煤层直接顶、底板岩性分布与含砂率大小及其变化，可以从宏观上反映顶底板岩石统计学特征。但是不同时代与不同成因的砂岩组合，具有截然不同的透气性特点，仅用含砂率不能完全反映煤层围岩所造成的综合性透气特点。因此有必要对围岩的岩石类型和岩石组合特征作进一步分析。
3.1.3.1 煤层围岩剖面结构
从图3.32可以看出，煤层直接底板除3＃煤层在下峪口和桑树坪井田的局部地段为砂岩而显示异地成煤的特点外，全矿区各煤层直接底板均为透气性较差的根土岩。
区内顶板围岩剖面结构一般为：砂岩型、泥岩＋砂岩型和灰岩型等，彼此呈复杂的相变关系，现分述如下。
图3.32 韩城矿区煤层围岩剖面结构示意图
（1）2＃煤层
下峪口井田：顶板岩石叠置以泥岩（下）＋砂岩（上）为主，在不可采区和薄煤带，则为砂岩型顶板。单一砂岩型顶板系河道冲刷煤层的产物。
桑树坪井田：除井田深部和12勘探线以北地带为砂岩型外，区内均为泥岩＋砂岩型。
马沟渠井田：井田中部为砂岩型顶板，余者均为泥岩＋砂岩型顶板。
（2）3＃煤层
下峪口井田：均为泥岩＋砂岩型顶板。
桑树坪井田：均为泥岩＋砂岩型顶板。
马沟渠井田：3＃煤层受古河床冲刷，除井田北部及中央、北一采区和深部外，均为河床相砂岩。可采区顶板剖面结构以砂岩型为主，北一采区则为泥岩型。
象山井田：除65、167、20、127、132等孔周围，51、156、S26、116、211、215等孔周围，111、252、150、61等孔周围，煤层顶板围岩为单一砂岩型外，其余广大地区均为泥岩＋砂岩型。
（3）5＃煤层
象山井田内5＃煤层顶板主要为砂岩型，集中分布于120、206、153、117、604、40号孔以南，66、英6、英22号孔以北的广大地区。局部为泥岩＋砂岩型。
（4）11＃煤层
下峪口井田：顶板岩石结构复杂，灰岩型、砂岩型、泥岩＋砂岩型均有，并相互过渡，彼此替代，呈穿插交错分布，系同期异相的产物。
桑树坪井田：顶板岩石剖面结构特征与下峪口井田相似。但区内相变有一定的规律。在井田内19、79、111、B36号孔以北和118、Y2、S6、69、P16号孔以南的大范围区内，顶板为灰岩型，以上两区域之间则为砂岩型。
马沟渠井田：顶板岩石剖面结构比较特殊，为粉细砂岩互层＋灰岩或石英砂岩。粉、细砂岩互层段厚4m左右。
象山井田、以泥岩＋砂岩型为主，其次为灰岩型或砂岩型。
综上所述，区内2＃煤层顶板以砂岩型为主，次为泥岩＋砂岩型；3＃煤层顶板北区均为泥岩＋砂岩型，而南区则有较多的砂岩型；11＃煤层顶板相变关系复杂，类型多样。
3.1.3.2 煤层围岩的岩石学特征
区内煤系地层中砂岩的类型、胶结状态、粒度和物质成分各不相同，其渗透率必然有差异，有必要进一步研究区内围岩的岩石学特征。
（1）煤层围岩的基本类型
从表3.4可以看出，区内太原组地层岩石类型较多，兼具海洋和陆地二个沉积系统的特征。山西组则相对较简单。
表3.4 韩城矿区煤系地层岩石基本类型一览表
（2）各主要岩类基本特征
1）泥质岩类：石炭系泥质岩为含高岭石粘土岩，水云母粘土岩或二者的混含物。炭质泥岩多系煤层之直接底和伪顶底，厚度几cm到1～2m不等，呈薄层状，含大量植物化石，形成所谓根土岩。砂质泥岩多位于各沉积旋回之中上部和煤层顶板，颜色一般较深，发育水平层理，系湖泊相、闭流盆地相沉积。
2）砂岩类：从表3.4可以看出，区内山西组砂岩和太原组砂岩差别很大，相比之下：①山西组砂岩颗粒成分以石英、燧石为主，含较多的长石和泥质岩屑，层面含大量的云母。其底部为石英杂砂岩，上部为白云母长石石英杂砂岩。太原组砂岩以石英为主，长石和岩屑较少（表3.5）。②胶结物（或杂基）成分与胶结类型：山西组砂岩填隙物以粘土杂基为主，偶见钙质胶结物，胶结类型为基底式—孔隙式。太原组砂岩胶结物以硅质为主，次为钙质，有少量粘土杂基，胶结类型主要为孔隙式。
表3.5 太原组与山西组砂岩特征对比表
3）碳酸盐岩类：灰岩主要产于太原组，岩性特征为黑灰色、含海相生物骨粒，生物碎屑集中地段成生物碎屑灰岩，大多数情况为含生物碎屑泥晶灰岩。菱铁矿质岩石主要分布在太原组顶部5＃煤层底板层位，多在砂岩中呈斑点状或结核状分布，局部可成菱铁矿层，系湖泊相沉积物。
3.1.3.3 不同岩石的成岩作用
区内煤系地层中煤层围岩主要岩石类型为砂岩和泥岩，其次是灰岩。它们经历了不同的成岩作用。
（1）石英砂岩
石英砂岩的成岩作用可分为同生期、成岩期和后生期三个阶段，并在各期形成特征的自生矿物（表3.6）。
表3.6 石英砂岩中自生矿物形成顺序表
其成岩作用有压实作用、化学胶结作用和极弱的溶蚀作用，压实作用对石英砂岩影响较小，但随着埋深增加，石英颗粒发生破裂及压溶作用，进而形成再生石英，使区内石英砂岩普遍发育次生加大现象。化学胶结物主要为硅质和钙质，是成岩期孔隙溶液化学沉淀物。总之，石英砂岩成分成熟度和结构成熟度均高，岩石致密坚硬，次生孔隙不发育。
（2）含长石石英杂砂岩
含长石石英杂砂岩成岩作用以压实作用为主，其次是胶结作用和溶蚀作用。压实作用在成岩期表现最为强烈，是砂质沉积物原始孔隙减少的主要原因，由于压实作用，砂岩中的柔性组分多发生塑性变形，如云母的弯折变形，泥质岩屑被挤入到硬碎屑之间变成“假杂基”，而碎屑颗粒则常见缝合接触。
（3）泥岩
区内煤系地层主要岩石组合形式为砂岩、泥岩互层。压实作用是泥岩最重要的成岩作用，它不仅使沉积物固结，而且使岩石的成分、结构和物性都发生了变化。泥岩是区内煤层甲烷气藏的主要屏蔽岩层。
（4）灰岩
其成岩作用主要为早期的生物钻孔泥晶化作用与重结晶作用，次生溶孔、溶洞主要发育在后期构造破坏区带。
黄县盆地在沉积充填演化过程中，有两期聚煤作用发生。一是以下部含煤段（煤4－煤上4）为代表的早期成煤阶段；另一期是以上部含煤段（煤3－煤上3）为代表的后期成煤阶段。两期聚煤作用阶段均是盆地历经粗碎屑体系充填后，地形差异减少，在盆地水域扩张期－盆地萎缩早期所发生的，受盆缘构造活动及古地理面貌所控制。煤聚积主要发生于构造活动相对稳定时期的扇三角洲平原－前缘、滨湖地带及辫状河三角洲平原－前缘带。
一、早期聚煤作用
黄县盆地早期聚煤作用始于盆地演化的第一构造旋回中晚期，位于层序Ⅰ晚期低水位—水进体系域中。是在盆地经历初期强烈裂陷后，基底趋于稳定并缓慢下沉，水域开始扩张时期发生的。此阶段初期盆地内主要沉积体系为小型冲积扇－扇三角洲为主体（图11-6A），聚煤作用始于扇三角洲平原及前缘，向盆缘方向扩展，聚煤中心位于滨湖地带。煤4（煤层组）厚度图（图11-6B）显示了向盆缘和盆地中心厚度减小的规律。聚煤中心偏于研究区西南部，位于扇三角洲前缘－滨湖区。
图11-6 煤底部砂岩（A）和煤层厚度图（B）
二、晚期聚煤作用
黄县盆地晚期聚煤作用始于盆地演化的第二构造旋回早期，位于层序Ⅱ低水位体系域，在之后的低水位－水进体系域中，均有不同程度的聚煤作用发生。晚期的聚煤作用也发生在盆缘断裂活动减缓、盆地整体趋于稳定并缓慢下沉、水域扩张的时期。图11-7清晰地显示出各主要煤层厚度变化特点及成煤前的古地理面貌。煤3为本期聚煤作用的早期产物。由于此时沉积体系以冲积扇－扇三角洲为主体（图11-7A），聚煤作用始于扇三角洲前缘－平原部位，聚煤作用相对较弱，形成的煤层厚度较小且分布较为局限（图11-7B）。煤2形成前，古地理面貌演化为辫状河三角洲沉积体系为主体（图11-7C），在三角洲平原和前缘部位出现了有利的聚煤环境，聚煤作用扩展，形成了具有工业价值的煤层（图11-7D）。从煤1至煤上2，盆地水域进一步扩大，扇三角洲沉积体系进一步向盆缘退缩且粒度变细（图11-7E，图11-7G），聚煤作用进一步向盆缘方向迁移（图11-7F、H）。之后的水域扩展达到盆地演化史上的最高峰，泥灰岩广泛分布，聚煤作用减弱至消失。
图11-7 上部含煤段主要煤层底板砂岩厚度和煤层厚度图
A—煤3底板砂岩厚度；B—煤3厚度；C—煤2底板砂岩厚度；D—煤2厚度；E—煤1底板砂岩厚度；F—煤1厚度；G—煤上2底板砂岩厚度；H—煤上2厚度
由此可见，黄县断陷盆地聚煤作用受控于湖盆水域体制的变化，而盆地的低水位、水域扩张和盆地萎缩又受盆缘断裂构造活动的控制。在低水位－水进期，盆缘断裂活动处于比较稳定阶段，冲积扇退缩，辫状河、扇三角洲及湖泊沉积体系占据主导地位，注入盆地的碎屑物质变少，粒度变细，在滨湖地带覆水较浅部位相当大的范围内发生泥炭沼泽化，并形成有重要价值的煤层。
鄂尔多斯盆地是一个跨世代的大型叠置沉积构造盆地。震旦纪至古生代陆缘发展时期，以华北陆块为基底形成以海相为主的古生代沉积盆地，晚古生代发育有含煤岩系，形成石炭二叠纪含煤沉积盆地。印支、燕山运动使古生代沉积盆地变形改造，华北石炭二叠纪含煤盆地亦随之解体，形成鄂尔多斯及其它构造盆地，与此同时形成以陆相为主的中生代沉积建造，晚三叠世晚期至中侏罗世早期发育有含煤沉积，与沉积建造同期发生的构造变形，形成了中生代前陆拗陷型沉积盆地，叠置在古生代构造盆地之上，经喜马拉雅期构造运动的改造，形成了两个世代盆地相叠置、协调统一的沉积构造盆地，两个世代含煤盆地亦融合在统一的盆地之中。
鄂尔多斯盆地中生界含煤岩系为上三叠统延长群瓦窑堡组、下侏罗统富县组和中侏罗统延安组，其中延安组为主要含煤地层。
晚三叠世含煤岩系形成于延长晚期瓦窑堡时期，盆地隆升，湖盆萎缩，沼泽相广泛发育，浅湖相区退缩至盆地西南部，其它地区均为河流、滨湖、沼泽相沉积，呈现北部为河流相，中部为三角洲和沼泽相，南部为湖泊相分带。北部河流相区，以砂岩为主，岩性为块状粗中长石砂岩夹粉砂质泥岩、砂质页岩、砂岩、含砾砂岩。泥质岩夹煤线、薄煤层、油页岩。中部三角洲相与沼泽相区，三角洲相与沼泽相互相穿插，三角洲前缘不甚发育。三角洲相岩性为中厚层、块状中细砂岩，中、薄层粉砂岩与泥岩、粉砂质泥岩不等厚互层，夹炭质泥岩、薄层煤及煤线。沼泽相分布在定边、吴旗、志丹、子长、延安、富县一带，岩性为块状泥岩、炭质泥岩、煤层和煤线、粉砂质泥岩及粉细砂岩，呈韵律层。南部浅湖区，分布在洛河以南，正宁、铜川、焦坪以北，为泥岩区和粉砂岩、泥岩区，岩性为泥岩、粉砂质泥岩、页岩夹炭质页岩、细砂岩及煤线。延长群沉积在纵向上河流相、湖泊相、沼泽相交替频繁，横向上相带相互交叉穿插递变。瓦窑堡组煤层厚度薄、面积小、分布零星，富煤带分布在中部子长、子洲和南部洛川、甘泉、富县一带。
延长群为灰绿色砂泥岩组合，含煤层、黑色页岩，产植物化石，分布于铜川、黄龙、府谷一线以西地区，厚约1000 m。岩性纵横向变化较大，厚度由东北向西南增厚。下部在盆地东北部岩石粒度较粗，长石含量高，颜色较浅；上部在盆地南部和西南部岩石粒度较细，长石含量减少，颜色较深，灰绿色岩层增多。延长群划分为三个组，瓦窑堡组位于顶部为第五段，在盆地东部保存最全，北、西及南部均遭剥蚀，南部剥蚀严重，陇东环县以西缺失。岩性为黄绿—黄灰色泥岩、粉砂质泥岩、粉砂岩互层，夹黄绿—深灰色泥灰岩、白云质灰岩、煤层及煤线。盆地北部沉积变粗，颜色变杂并有油页岩，盆地西南部沉积变细，厚度变大，厚度36.0～800.49 m，一般厚100～200 m，与下伏第四段连续沉积。
瓦窑堡组含煤岩系含煤5层，最多达32层，均为煤线或薄煤层，单层厚度小于0.5 m，累厚小于4.5 m，可采煤为Ⅴ号煤，厚0.2～2.95 m，煤层多呈断续小面积分布，富煤中心位于子长—安塞及洛川一带。
晚三叠世末期，盆地迅速隆升，延长群遭到风化剥蚀，古地貌亦发生相应变化，南部演武、子午岭、富县高地和北部姬源、靖边、青阳高地周缘形成低丘，南北向低谷形成的径流汇集到环县—延长东西向古河道中，富县期和延安期沉积即受控于印支期后的古构造、古地貌格局。
富县期河流相分布广泛，甘陕古河主河道为砂岩区、砂砾岩区和泥、砾岩区。岩性为粗砂岩、含砾粗砂岩、砾岩，夹泥岩、砂质泥岩，局部夹黑色页岩及煤线，与延长群在局部地区呈角度不整合。河道亚相两侧为河漫亚相，岩性为粉砂岩、杂色泥岩、粉砂质泥岩夹长石细砂岩，局部出现炭质泥岩、煤线及薄层泥灰岩。坡积相分布于甘陕古河道上游西部及姬源、富县高地，残积相分布于正宁—铜川一带，岩性混杂多变，为杂色铝土质泥岩，含5～20 m鲕菱铁矿层。滨湖亚相为互层状泥岩、粉砂质泥岩与粉砂岩、细砂岩，夹页岩、油页岩及炭质泥岩。
富县组岩性和厚度变化较大，主要为细砂岩、含砾粗砂岩、粉砂质泥岩、泥灰岩、中细砂岩互层，底部为透镜状砾岩与砾状砂岩，含植物化石，厚50～150 m。北部地区下部含薄煤层，中西部地区上部夹黑色泥页岩及煤线，盆地南部为残积物。与延长群呈假整合或超覆不整合接触，局部不整合于纸坊组之上。
延安组是鄂尔多斯盆地中生界主要含煤岩系，主要成煤期在延安中晚期。延安早期（宝塔山砂岩沉积时期）盆地开始缓慢下沉，高地被剥蚀夷平，面积减小，坡度降低，低丘平原扩展，形成西部高山，东部平原，南部山坡，北部残丘，东北部为湖泊的地貌。河道亚相分布于甘陕古河的伊陕古河及其两侧，古高地外以河漫为主的河流相广布于河道亚相之间。在马岭、盐池、姬源和神木、东胜一带漫后沼泽沉积发育有煤层及炭质页岩。冲积扇亚相分布于盆地边缘及古高地周边，岩性为粗碎屑岩。延安中晚期地势经剥蚀夷平已趋平坦，盆地继续沉陷由河流相转为河湖三角洲沉积。浅湖相分布于东部，呈北东至南西向展布，湖盆中心在延安一带，岩性为泥页岩、粉砂岩互层，夹薄层中细砂岩，一般仅夹数层煤线。滨湖亚相分布在浅湖以西的盐池、环县、吴旗和北部榆林一带及盆地西南缘，岩性为泥岩、粉砂岩与泥质粉砂岩、细砂岩互层。三角洲平原亚相分布范围广泛，湖沼为主的三角洲平原亚相在分流河道间、湖相和三角洲前缘的周缘和边部。沼泽沉积分布面积广，煤层主要位于该相带，是延安组煤系的富煤带。岩性为细砂岩、粉砂岩与粉砂质泥岩、泥岩互层，夹多层煤、炭质泥岩和根土岩。煤层厚度大，分布稳，发育于多个旋回的顶部。延安期后，盆地整体隆升，沉积作用终止，延安组地层遭不同程度剥蚀，直罗期盆地再次下降接受沉积。
延安组自下而上可分四段。第一段为宝塔砂岩段，岩性为灰黄、灰白色巨厚—块状中粗砂岩，下部为含砾砂岩、砾岩透镜体，向上砂岩变细，夹泥岩透镜体，盆地西部有煤层和煤线。顶部为灰绿、深灰色泥岩，夹粉砂岩、细砂岩透镜体，在盆地北、西、南部均见煤。第二段下部为黄绿、灰白色细—中粒长石砂岩与灰、灰黑色泥页岩互层，上部为灰绿—灰黑色泥岩、粉砂质泥岩、页岩夹细砂岩，厚80～100 m。第三段下部为灰白色细砂岩夹灰—灰黑色页岩、泥岩及粉砂质泥岩，上部为灰黑色页岩、炭质页岩夹砂岩，厚40～50 m。第四段为蓝灰—灰褐—灰绿夹杂色砂岩、泥岩、页岩互层，厚0～96.5 m。二段至四段发育于灵武、吴旗、延安一带，其它地区遭不同程度剥蚀，南部剥蚀严重，富县以东缺失。在大理河以南、葫芦河以北、吴旗以东缺失煤层，其余地区煤层发育，向西、西北和北部煤层层数增多，单层厚度增大。延安组泥质岩含植物、双壳类化石，一般厚200～300 m，与富县组连续沉积，富县组缺失时与延长群假整合接触，与上覆直罗组为假整合接触。
延安组含煤岩系分布面积广，煤层产状及发育程度不同，一般含煤9层，最多达27层，单层最大厚度34 m，最大累厚37 m以上。煤层发育多属泛滥平原相区，煤层多发育在沉积旋回中上部位，主采煤层横向展布较为稳定，神府2号煤层厚3～12m，在数千平方千米范围分布稳定。由于侏罗纪时期盆地古地貌为北高南低，致使南北含煤差异明显，北部以大型三角洲及泛滥平原为主，成煤相带宽阔，煤层层数多，厚度大，分布稳定；南部开阔湖泊沉积环境，古地形差异较大，成煤相带狭小，煤层层数少，厚度薄，分布不稳定。盆地西部含煤变化较大。
江西萍乐凹陷晚二叠世乐平组含煤建造普遍发育，在 A，B，C 三个煤组中，含煤可达二十余层，主要可采煤层集中在 B 煤组，以乐平的桥头A、丰城的仙姑岭为聚煤中心。萍乐凹陷东部乐平一带有闻名于世的乐平煤，凹陷内煤质变化的带状分布规律明显。乐平煤的成因及萍乐凹陷煤的变质问题，都引起人们很大的重视。我们根据这地区若干点煤岩煤质特征的研究，提出一些初步看法。
一、萍乐凹陷乐平组煤层煤岩特点
乐平煤是一种含树皮组织很多的特殊煤种，典型的乐平煤———树皮残植煤( 含树皮组织在 50%以上) 主要出现在乐平附近的鸣山、回沅岭、桥头A一带的 B 煤组中，在乐平钟家山、竹山里等地的 B 煤组中绝大部分为树皮暗煤、树皮亮暗煤。而在萍乐凹陷中部西部丰城、宜春一带的 B 煤组中都没有发现树皮残植煤。
凹陷东部及中部、西部含煤性、煤层煤岩特征都有很大的区别。
东部的 B 煤组中有三层可采煤层 B1，B2，B3，中部西部 B1煤层层位常缺失，B3煤层往往被浅海相、潟湖相所替代。全区发育的 B2煤层特征也不同。东部煤层不甚稳定，厚度可由零到三四米，有时在三五十米内即可由两米多变为尖灭，煤层结构较复杂，横向变化较大，夹矸层数变化也大，煤层成似层状，凸镜状，主要由半暗型煤组成，下部较暗，上部较亮，由于各种煤岩成分频繁的交替，形成不均一的复杂线理状结构。煤层中黄铁矿包体多呈凸镜状出现，最大达 10 厘米 ×55 厘米。煤层底板大多为黏土岩、粉砂岩，具有鲕状结构( 菱铁质鲕粒) 及大量植物根部化石———痕木。其顶板常夹有薄层钙质砂岩或泥灰岩，并含海相动物化石。凹陷中部、西部，以丰城为例，B2煤层虽然也有二三层夹矸，结构也较复杂，但横向较稳定，一般在数千米范围内变化不大，属较稳定的层状煤层，煤岩成分较均一，以半亮型煤为主，与半暗煤互层，呈宽条带状结构。其底板也是黏土岩、粉砂岩，但没有鲕状结构，直接顶板主要是湖泊相的粉砂岩、黏土岩。
东西两个地区 B 煤组煤的显微特征也不同。东部乐平鸣山一带 B2煤层中典型的树皮残植煤发育。显微煤岩组分中树皮组织含量达 50% ～60% 以上，树皮组织呈橙黄色。因为受到不同程度的膨化，原始结构不甚明显，表面似胶状，仅局部可见叠瓦状鳞片状结构，树皮组织大小不等，较大的块体( 达 5 毫米) 沿层分布，较小树皮碎块( 多为 0. 1 ～0. 01 毫米) 不很规则地分布在深棕色的弱丝炭化基质中。凝胶化基质相当均一，与以树皮组织为主的部分互层，显示出水平微波状层理，基质中还可以看到流纹状结构，煤中木质部组织较少，主要有团块状木质镜煤，镜煤质半丝炭等，典型的丝炭化组分很少。矿物杂质中黄铁矿较多，呈细晶状散布在树皮组织周围，其他有黏土矿物及散布在弱丝炭化基质中的石英碎屑。东部其他地区各煤层中树皮组织富集的分层，显微特征与此相仿。中部丰城一带及西部广大地区 B2煤层的显微特征是凝胶化组分很多，在 70% 以上，除梅仙岭、坞社里的煤层下部发现有个别的树皮组织外，一般都没有。煤中基质多，而植物组织很少。矿物杂质中以黏土矿物为主，呈蠕虫形或小凸镜体散布在凝胶化基质中，其含量在煤层各分层中变化较大。
二、成煤环境及成煤先决条件
根据煤层底板、煤层结构、煤岩成分和煤的显微结构等成因特征，我们认为树皮残植煤并非异地生成，成煤原始物质并不是由河流、洪水从别处搬运而来，而是形成于水流活动性较强的覆水沼泽中，树皮组织的富集与沼泽内的局部搬运———微异地搬运有关。
Ю. A. 任珠士尼可夫( Ю. A. Жемчужников) 和 A. И. 金兹蒲格( A. И. Гинзбург) 在谈到形成残植煤的残积作用时指出: 在一些水流微弱活动的森林沼泽地带，虽然植物堆积很多，但是保留下来的固体物质却较少。这是由于在这一种微弱氧化的环境下，细菌的分解作用可以持续很久，木质纤维素组织经过长期的分解而破坏，分解后形成的腐殖酸也很容易被水流带走，结果使难受微弱氧化作用的稳定组分富集起来。我们认为乐平一带的树皮残植煤的形成环境与此有共同之处。
萍乐凹陷东部乐平一带树皮组织含量较高的煤中，凝胶化组分含量总比丝炭化组分高得多，树皮组织本身也受到凝胶化作用的影响而膨化，黄铁矿晶粒的存在等都说明当时的聚积环境不是强烈氧化环境，不是一种“干涸”沼泽，而是覆水较深的沼泽。但沼泽的环境不很平静，水流比较活动，煤具有明显的微波状层理，凝胶化基质中的流纹状结构，部分树皮组织破离成细条、碎片，与丝炭碎片、弱炭化团块、黏土矿物、石英等共生成凸镜体出现，说明当时水流是比较活动的，赋存有树皮残植煤的煤层底板都有痕木，有时还垂直于层面。一般煤层结构明显，但厚度不甚稳定，在同一矿区同一煤层中树皮含量变化相当大。在煤层剖面上，树皮组织往往富集在煤层底部及夹矸层附近，这些都反映成煤原始物质是原地生长、堆积的，成煤泥炭沼泽基底不平，在水流活动条件下有利于树皮组织的富集。
晚二叠世气候湿润，成煤植物石松、真蕨类等皮层很厚，我国不少煤田晚二叠世含煤建造中树皮组织较多，无疑古植物条件是形成树皮残植煤的必要条件。
根据现有资料，萍乐凹陷各地植物化石群的成分并没有很大差别，为什么树皮残植煤仅在东部发育呢? 我们认为这和成煤时古地理及大地构造条件有关。
东吴运动使萍乐凹陷整体上升，由于块断波状振荡运动在凹陷中形成了许多次一级的凹陷。当时地势高差较大，河流冲刷作用强烈，多条河流夹着大量较粗的碎屑物质，流向沉积盆地。凹陷东部受江南古陆和怀玉武功隆起的影响，上升作用比中部、西部显著。乐平鸣山、钟家山一带，含煤建造底部三角洲相沉积广泛发育，厚达百余米，粒度变化较大，出现几个旋回，反映当时地壳活动较频繁。这地区地壳活动差异性较大，成煤前的湖泊相、闭流盆地相沉积发育不甚稳定( 图 1) ，其中夹有不少菱铁矿结核、黄铁矿细晶、水云母及拜来石等矿物，具有鲕状结构，反映一种水流活动的弱还原环境。在此基础上发展起来的泥炭沼泽范围较小，基底不平，对植物分解后残留下来的树皮组织随着水流在沼泽内部由一处搬运到另一处，而富集在覆水较深较平静的地方有利。在泥炭堆积后很快就被潟湖相、浅海相沉积物所覆盖。
而萍乐凹陷中部丰城一带，构造运动相对稳定时期较长，在接受三角洲相沉积之后，湖泊相、闭流盆地相普遍发育，厚度较大( 图 1) 。经过长期侵蚀、沉积，地区逐渐夷平，植物蔓生，发育了广大的滨海泥炭沼泽，这时沼泽覆水较深，水流活动性小，植物中的木质纤维素组织亦受到充分的分解、比较彻底的凝胶化作用而保留下来。
图 1 乐平丰城一带 B 煤组岩相柱状图
三、煤的变质问题
为了阐明煤的变质问题，首先必须精确地确定煤的变质阶段及变质规律。根据现有资料，镜质组组分中无结构凝胶体的反光性是反映变质阶段的良好标志。我们用对比反光性的方法确定了萍乐凹陷各地区煤的变质阶段，按变质程度高低分别称为Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ，Ⅴ，Ⅴ，Ⅵ，Ⅶ变质阶段，这些变质阶段大致相当于长焰煤、气煤、肥煤、焦煤、瘦煤、贫煤及无烟煤。在每个阶段中还可以分出3个小阶段，如Ⅱ1，Ⅱ2，Ⅱ3。凹陷中部、西部主要可采煤层B2中镜质组组分含量都在80%以上，煤的化学分析数据受煤岩成分影响小，主要受变质阶段的影响，所以在探讨变质规律时亦参考了煤的牌号和ⅤΓ值。
(1)萍乐凹陷内煤的变质带状分布规律明显。在水平方向，以B2煤层为例，总的趋势是由东向西变质越来越高，如乐平一带为Ⅱ变质阶段，丰城为Ⅳ变质阶段，英岗岭为Ⅵ—Ⅶ质阶段，乌金井为Ⅶ变质阶段。同时亦可以看到由北向南，由江南古陆向凹陷中心，变质逐渐增高的现象。一般低高变质带较宽，而中变质带较窄。
在地层剖面上，位于上部的煤层变质低，如乐平鸣山B2煤层为Ⅱ1阶段，其上约140米的C6煤层为Ⅰ3，相差仅一个小阶段丰城仙姑岭B2为Ⅳ2，而相距280米的C18C28煤层均为Ⅱ3阶段，相差较大，达五个小阶段。
这种带状分布的规律主要是受区域变质作用而产生的。萍乐凹陷是南方许多带状活动凹陷之一，地壳运动的继承性和差异性在本区相当明显。凹陷内各部分原始沉降幅度不同，北部受江南古陆的控制沉降较浅，而南部则较深东部地区受怀玉武功隆起的影响，沉降较浅，从B2煤层形成后到印支期褶皱前的盖层总厚度仅五六百米，而西部宜春、萍乡一带沉降深，盖层可达2000米以上。由此可见，在同一构造单元范围内，在地热相仿的条件下，在煤层形成后持续沉降的过程中，由于沉降深度不同，受温压影响不同，对造成变质程度不同的煤有很大的影响。由于地壳运动的差异性及继承性，有可能在向斜盆地内部出现变质较高，而边缘略低的现象。
(2)萍乐凹陷内中生代各期岩浆活动颇为频繁，对煤的变质程度有显著影响。
在印支期花岗岩体所形成的蒙山周围，挥发分等值线及变质带作同心环状分布(图2)，即使在高变质的Ⅶ变质带中也可以分出若干亚带(Ⅶ1，Ⅶ2，Ⅶ3)，距杂岩浆岩体越近变质越高，受热力变质作用显著。此外在枧洒、桥头A、竹山里等地亦可看到燕山期辉绿岩体等侵入，局部发生接触变质的现象。
图 2 乐平丰城一带 B 煤组岩相柱状图
( 3) 萍乐凹陷西部构造复杂，以紧闭的线型复式褶曲为主，倾角陡，断裂以逆断层及逆掩断层为主，倒转现象频繁，煤的变质程度高。而中部地区褶曲较平缓，断层以正断层和平推断层为主，变质程度中等。因此构造力(动力)对煤变质作用的影响亦是值得注意的。
总之，不同类型变质作用是热力、压力等因素在地质发展过程中各阶段的具体表现，它们彼此密切有关，对煤的变质作用有着综合影响。
［注］煤层命名问题:萍乐凹陷各地乐平组含煤建造含煤层数变化较大，各地发育程度不同，目前生产上均以建造最底部的煤层作为第一煤层，依次往上排列，在顺序号前冠以煤组代号(如A1B3C6等)，所以层位相同的煤层在各地区名称不同。我们根据含煤建造沉积旋回特点及煤层煤岩标志等对比结果，试将B煤组各地煤层按沉积旋回统一命名(表1)。
表1 萍乐凹陷各地旋回命名
(本文由任德贻、高庆才、刘翔生、王明远合著，原载《中国地质学会第三十二届学术年会论文选集》，1963年)
1.太原组
太原组是韩城区块主要含煤地层之一,厚度为19.85～74.85m,一般厚度在50～60m之间。属海陆交互相含煤建造。太原组含煤多层,其中5-1号、11号煤层为太原组主要可采煤层,5-2号煤层为5号煤层的分叉煤层,仅有几片小面积孤立的可采区。除此之外,其余煤层皆属不可采的薄煤层。
太原组的旋回结构十分明显,按其岩性可分为下、中、上三段,分别对应第一、第二、第三旋回的岩性段。
下段:从本溪组顶界至太原组11号煤层。此段相当于第一旋回的层段。以黏土岩、砂质泥岩、粉砂岩为主。此套岩层普遍含有鲕粒及黄铁矿结核,泥岩多含铝质,团块状,层理不明显。底部为较为稳定的灰色至灰白色厚层状石英砂岩,夹砂质泥岩或粉砂岩透镜体,含丰富的植物化石,为太原组的底界。在侧向上可相变为石英砾岩,在浅部露头处以狮山和灰窑沟发育最好。11号煤层位于该旋回顶部,煤层顶板为潟湖海湾相泥灰岩、石灰岩或钙质泥岩、砂质泥岩、粉砂岩,颜色深,薄层状,含海相植物化石和生物碎屑,有硫化氢臭味,是对比11号煤层的辅助标志。
中段:从11号煤层顶面开始至石灰岩顶面。此段相当于第二旋回的层段,以海相石灰岩及钙质岩为主,间有少量泥岩、石英砂岩、粉砂岩,含有数层不稳定的薄煤层。该旋回由潟湖波浪带相开始,向上过渡为浅海相,岩性依次为石英砂岩(石英质粉砂岩)、黑色泥岩,间夹煤层和黏土岩,顶部为石灰岩,富含海相化石,色黑质纯,裂隙充填方解石脉,含黄铁矿结核。该灰岩层位稳定,区块普遍有所沉积,一般1～3层,层面含炭质,分叉合并现象普遍。灰岩与11号煤层间距相对稳定,一般10m左右,是本区块煤岩层对比的良好标志(K2)。
上段:从石灰岩顶面开始至5号煤层顶板。此段相当于第三旋回的岩性段。岩性主要以灰黑色粉砂岩、砂质泥岩、黏土泥岩为主。该旋回自下而上由湖泊相、沼泽相、泥炭沼泽相、湖泊相组成。5-1号、5-2号煤层位于该旋回顶部,6号煤层位于该旋回底部。5-1号煤层之下一套10多米厚的灰黑色砂质泥岩,普遍含数层透镜状(或薄层)菱铁矿、菱铁矿砂岩或石英砂岩,并含较多黄铁矿结核,为标准的湖沼相沉积,是对比5-1号煤层的良好标志层(K3)。本组与下伏地层呈整合接触。
2.山西组
山西组整合于下伏太原组地层之上,属于陆相沉积,为韩城区块另一主要含煤地层,厚度为17.56～70.18m,一般厚度为45～55m。山西组中3号煤层为主要可采煤层,其余煤层均为不可采煤层。
山西组岩性主要为硬质砂岩及石英砂岩,其次为黏土泥岩、砂质泥岩、粉砂岩,上中部夹2号、3号煤层,其中3号为可采煤层。其旋回结构明显,由上而下可划分为3个旋回,每个旋回皆从河床相开始,依次过渡为河漫相、湖泊相、沼泽相、泥炭沼泽相至湖泊相结束。
本组底部为石英砂岩,中厚—厚层状,中细粒结构为主(局部有粗粒),灰色,主要成分由石英、燧石组成,其次为长石,并含大量的泥质和炭质岩屑及白云母和黄铁矿结核,白云母片多分布在层面。岩石分选中等,胶结物多为泥质,亦有钙质。该层常具明显的直线型斜层理及泥岩包体,为典型的河床相砂岩,并为山西组与太原组的划分标志层(K4)。
硬质砂岩分别为2号、3号煤层的顶板,一般为灰色,主要成分为石英、长石及石英岩屑,其次含较多的炭质和泥质岩屑,暗色矿物少量,层面含大量的白云母,胶结物多为泥质胶结,亦有钙质胶结,该层常具明显的斜层理,亦有断续水平斜层理。
在上述砂岩之间所夹粉砂岩,一般颜色较深,成分复杂,由石英岩屑组成,含炭质,缓波状及水平层理,沿层面有大量植物碎屑分布。黏土岩多为煤层底板,层理不显,团块状,含植物根化石,煤层顶板多为灰黑色砂质泥岩,含大量植物化石。该组与下伏地层呈整合接触。
一、中国晚古生代含煤地层
1、中国石炭纪含煤地层
早石炭世含煤地层主要分布于中国南部，含煤系位于大光阶中下部，在不同地区其层位上下略有差异。湘粤一带称为测水组，位于大广阶中部，贵州南部的旧可组比 测水组稍低，云南东部万寿山组的层位更低。测水煤系分为上、下两段，下段为含煤段，一般厚度60～80m，以泥岩和粉砂岩为主，夹菱铁矿结核，常含两层可采煤层，分别称3号煤及5号煤，煤厚一般2m左右。上段不含煤或仅含煤线，一般厚度70～90m，由石英砂岩、粉砂岩，泥岩及泥灰岩组成，底部以一套厚层状石英砂岩或含砾石英砂岩与下段为界。粤北的芙蓉山组及桂北的寺门组与测水组完全相当，均含可采煤层，但经济价值略逊于湘中。在华北沉积区，早石炭世的中朝地台仍处于隆升状态，其南缘濒临秦岭海槽，在陆缘区有下石炭统发育，但经过多次的俯冲、对接和碰撞之后，现仅于豫南固始、商城及陕南山阳、凤县有局部残留。固始的杨山组在多层砾岩中夹有多层极不稳定的薄煤层，是活动区含煤沉积的特点。
2、中国石炭纪—二叠纪含煤地层
晚石炭世含煤地层主要分布于中国北部，并且和以上的二叠纪含煤地层形成一套连续的、密不可分的含煤沉积，因此常统称为石炭纪—二叠纪含煤地层。华北北部石炭纪—二叠纪含煤地层以山西太原为代表，自下而上的岩石地层单位为本溪组(或铁铝岩组)、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组。其中太原组和山西组是主要含煤层位。太原组由砂岩、粉砂岩、泥岩和层数不等的灰岩及煤层组成，厚90～100m。愈向北灰岩层数愈少以至缺失，向南则层数逐渐增多。山西组由砂岩、粉砂岩、泥岩及煤层组成，厚50～60m，不含石灰岩。华北南部石炭二叠纪含煤地层以河南平顶山为代表，自下而上的岩石地层单位为铁铝岩组、太原组、山西组、(下)石盒子组、大风口组和石千峰组。此间之大风口组可以与太原的上石盒子组相当，但由于其中含可采煤层而且岩层颜色明显不同而另有组名。和华北北部不同，这里的太原组一般只含局部可采的薄煤层，其主要含煤层位为山西组和大风口组。山西组由砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成，厚约70m。大风口组由砂岩、粉砂岩、紫斑泥岩和煤层组成，厚500m左右。
3、中国南方在二叠纪形成主要含煤地层
与中国北方比较，华南地区相对活动，又可区分为西部相对稳定(扬子地台)和东部相对活动(东南加里东褶皱带)的两部分，因此其内部存在基底分异、古地形分异及沉积相分异，使二叠纪含煤地层呈现多时期、多特征的面貌。
整个二叠纪华南均有含煤沉积发育。早二叠世晚期含煤地层称梁山组，又称栖霞底部煤系，它是栖霞阶(相当空谷阶)早期在局部范围发育的一个岩段，分布于扬子区的大部以及东南区毗邻扬子区相对隆起的部位。梁山组由细砂岩、粉砂岩、铝土质泥岩等组成，夹1～3层碳质泥岩或薄煤层，煤厚很不稳定。地层厚度一般为10～30m，薄者仅数米，厚者可超过200m。本组地层常超覆于各老地层之上，呈假整合或不整合接触。所含植物化石为三角织羊齿-多脉带羊齿组合，大致可以和华北之山西组相当，属中期华夏植物群A期，时代为早二叠世晚期或萨克马尔阶。
华南中、晚二叠世含煤地层是中国南方最重要含煤层位，但它的变化很大，不能像华北一样可以用1～2个剖面便可以代表。总括地看，它们在空间上是递进的、渐变的，同时穿插复杂的岩相变化；在时间上是连续的，但又有所迁移。在岩石地层意义上，它们是夹在下部茅口期海相层位(灰岩、硅质岩)和上部长兴期海相层位(灰岩、硅质岩)之间的一套碎屑岩含煤沉积，一部分是海陆交互相的，一部分是陆相的；在年代地层意义上，它们则贯穿了茅口阶(卡赞阶)、龙潭阶及长兴阶。我们可以大体地按东、中、西的地域并兼及不同时序，分别由3个剖面为代表来描述其地层特征。
东部以闽西南的龙岩、永定为代表，含煤地层称童子岩组，岩性可分为三段，下段为细砂岩、粉砂岩及煤层，厚240m，含可采煤层6层；中段为海相段，由粉砂岩及黑色泥岩组成，厚130m，不含煤；上段由砂岩、粉砂岩及煤层组成，厚400m，含可采煤层6层。和闽西南同期的含煤沉积除福建各地外还可以包括粤东、粤中、浙西和赣东，在东南沿海形成一个沉积区，只是向东陆相成分增多。在含煤性方面也以闽西南为优，其他则均较差。
中部以赣中的乐平、丰城为代表，称龙潭组。在自浙北至赣西的多数范围内，按岩石地层特征可分为4段：下部官山段，由砂岩、粉砂岩、泥岩以及碳质泥岩和薄煤层组成，亦称A煤组，其上部为中粗粒长石石英砂岩。中部老山段是主要含煤段，下部以页状泥岩为主，夹粉砂岩，含主要煤层，层数少但有一层稳定可采，称B煤组；其中部和上部为海相碎屑岩，中部以富含菊石化石为特征，上部以富含小个体腕足类化石为特征。龙潭组的中上段为狮子山段，是一个以细砂岩为主的岩段；龙潭组上段称王潘里段，是又一个含煤段，以细砂岩、粉砂岩为主，含煤层数多但煤层薄，称C煤组。龙潭组的正常厚度约为400m左右。赣中的地层剖面虽可代表华南中部的一般面貌，但各地的差别仍十分明显，无论是地层厚度、岩性还是岩相、含煤性等等，甚至包括下伏及上覆地层岩性特征均有显著不同。研究和解释这些差别是华南含煤地层工作者关注的焦点。在多数情况下，老山段B组煤的沉积代表了本区一个基盘相对稳定阶段，其上的海相层也具有开阔的陆表海沉积面貌，有条件成为区域地层对比的标尺。差别的实质主要反映在老山段以下和以上两个方面，以下(官山段及相应沉积)由于底盘凹凸不平的地形反差，而导致地层厚度的巨大差异；以上(狮子山段、王潘里段及相应沉积)则因稳定期后的相对活动，而导致地层缺失或岩相变化。部以黔西的六盘水地区为代表，这是华南最重要的含煤区。这里的龙潭组可以分为三段，下段以粉砂岩、泥岩为主，其中细砂岩由玄武岩岩屑和凝灰岩岩屑组成，并有生物灰岩夹层，含煤多层，但厚度不大。中段以砂岩、粉砂岩为主，是主要含煤段，含煤几十层，包括1～2层厚煤层，在泥岩及泥灰岩夹层中含小个体海相动物化石。上段由砂岩、粉砂岩和泥岩组成，夹薄层灰岩及黑色泥岩，含煤几十层，薄及中厚煤层均有，一般较稳定。黔西龙由六盘水向西，沿盐津、宣威、个旧一线西侧，二叠纪含煤地层称宣威组，为陆相含煤地层，由砂岩、粉砂岩、泥岩组成，夹菱铁矿，局部发育有砾岩及砂砾岩，厚度变化大，由10m至300m，一般100m，东厚西薄，含煤1～数十层不等。由黔中向东，在黔东、川东南、鄂西北一带，晚二叠世地层称吴家坪组，以灰岩为主，仅在底部有10m左右的砂泥岩段，含不稳定薄煤层。桂中、桂西晚二叠世地层称合山组，也是以灰岩及硅质岩为主，底部含煤，与前者不同的是上部还增加一个含煤组，均为薄煤层。
中生代包括为三叠纪，侏罗纪和白垩纪三个时期，其煤层特点及分布为：
二、中国中生代含煤地层
1、中国三叠纪含煤地层
中国三叠纪含煤地层主要分布在三个地区，即西南区、东南区和西北区。西北区在鄂尔多斯盆地、库车盆地等处均有分布并含可采煤层，但由于这一地区侏罗纪煤炭资源十分丰富，因此三叠纪部分相对便不甚重要。与此相反，另两区由于煤炭资源相对贫乏，三叠纪煤炭资源虽不及二叠纪丰富，但在一些地点仍不失为重要的开发对象。因此以下将着重介绍西南区及东南区的含煤地层。
西南区的三叠纪含煤地层需要由两个剖面作为代表。四川盆地中这一含煤地层分布面积最广，主要含煤层位称须家河组，可分为6个岩性段，1、3、5段为砂岩段，2、4、6段为含煤段，共厚500～600m。含煤段为粉砂岩、泥岩、碳质泥岩及煤层，含煤10余层，可采煤2～3层。在四川盆地西北部，须家河组之下还有一个含煤组，称小塘子组，厚150m，由黄灰色砂岩、粉砂岩组成，下部含煤，含煤数十层，可采总厚可达30～50m。多数情况下小塘子组缺失，须家河组超覆于中三叠统雷口坡组之上。须家河组及小塘子组所含植物化石为叉羽叶-大网羽叶组合，并产诺利期双壳类，时代为晚三叠世中期。此外在川西的渡口、盐边，以及滇北的永仁一带，含煤地层厚度大，含煤层数多，是最重要的三叠纪含煤区。此间主要含煤层位称大荞地组，由砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩和煤组成，具明显的韵律交替，煤层于中部富集。地层总厚在渡口一带可达2 260m，含煤近百层，可采37层，总厚30余m。
东南区三叠纪含煤地层以江西萍乡为代表，称安源组，总厚约700米。可以分为三个岩性段，下段称紫家冲段，为主要含煤段，底部砾岩或砂砾岩，向上以砂岩、粉砂岩为主，一般含煤7～8层；中段称三家冲段，以黑色泥岩为主，夹粉砂岩，富含海相瓣腮类化石；上段称三丘田段，以石英砂岩及粉砂岩为主，夹数层砂砾岩，含局部可采煤1～4层。安源组下伏地层各地均不一致，代表印支运动的不整合面，上覆地层一般为中粗粒长石石英砂岩，江西称门口山组，属早侏罗世里阿斯期。广东的晚三叠世含煤地层和萍乡相似，称艮口组，自下而上可分为红卫坑段、小水段和头木冲段；湘南的相当地层自下而上为出炭垅段和杨梅垅段；闽西南则分别为大坑段和文宾山段。晚三叠世至早侏罗世可能有两次区域性地层超覆，第一次在三丘田段或焦坑段前，造成赣东及闽北等地缺少紫家冲段或大坑段；第二次在三叠纪—侏罗纪间，湘东等地可见门口山组超覆在古生代地层之上。
2、中国侏罗纪含煤地层
侏罗纪是中国最主要的成煤时代，其资源量占全国50%以上，且以早、中侏罗世为主，在地域上则主要集中于西北，包括陕甘宁盆地和新疆的四个大型煤盆地，由陆相粉沙岩、砂砾岩、泥岩和煤层组成。
新疆的早中侏罗世含煤地层可以准噶尔盆地作为代表，称水西沟群，自下而上分为三个组；下部八道湾组，底部为砾岩及砂砾岩，向上为砂、泥岩及煤层，以盆地南缘发育最好，地层厚800m以上，含煤8～55层，煤层总厚在50m以上。向东至吐哈盆地，以北缘含煤最好；可采煤层14层，总厚3～43m。向南至伊宁盆地，也以北缘为优，含煤2～9层，煤层4～63m。中部三工河组，为一套细碎屑沉积，一般不含煤，盆地南缘的地层厚度为500～700m。上部西山窑组，是另一个含煤组，由中粗粒砂岩、粉砂岩、泥岩和煤组成，总得看岩性比八道湾组细且较稳定，地层厚可达800m，准噶尔盆地含煤4～58层，总厚20～130m；吐哈盆地含煤3～13层，总厚17～100余m；伊宁盆地含煤3～9层，总厚10～47m。鄂尔多斯盆地的早、中侏罗世含煤地层可分为上、下两部分，下部为富县组，分布范围局限于盆地东部及东北部，仅含薄煤层。上部为延安组，是主要含煤层位，底部以灰白色砂岩为主，向上为具韵律结构的碎屑含煤沉积，煤层在剖面中均匀分布。盆地内各地含煤性差别很大，岩组定名地点延安、富县一带的延安组并不含煤；盆地北部榆林、神木、东胜一带含可采煤6～7层，总厚20m以上；盆地西部和西南部是另一个富煤区段，分属陕、甘、宁省，煤层总厚亦可近20m。一般认为富县组属早侏罗世。延安组所含植物化石为锥叶蕨-拟刺葵组合，银杏类数量很多，锥叶蕨中以Caniopteris hymenophylloides为代表。瓣腮类为珠蚌-费尔干蚌组合，上部且含假铰蚌。时代以中侏罗世为主，也不排斥下部包括早侏罗世晚期的可能。延安组常超覆于晚三叠世延长统之上，以上则为中侏罗世的直罗组所覆。
除西北区外，北京的侏罗纪含煤地层也很著名，称为门头沟煤系或门头沟群，厚700～1 000m，自下而上包括杏石口组、南大岭组、窑坡组和龙门组，其中南大岭组为火山岩系，窑坡组为主要含煤层组。窑坡组一般厚400m左右，含可采煤4～9层，总厚可达10m。
3、中国白垩纪含煤地层
白垩纪含煤地层主要指下白垩统，分布范围集中于中国东北部，包括东北三省和内蒙古东部。由于含煤地层发育于各个小型盆地群当中，因此各地差别较多，可以由三个比较重要的剖面代表一般情况。
大兴安岭、海拉尔盆地群的含煤地层称扎赉诺尔群，包括下部大磨拐组及上部伊敏组。大磨拐组可分为下段粗碎屑岩，中段砂泥岩和煤层，上段厚层泥岩、砂岩夹砂砾岩，在伊敏煤田含13～17个含煤组，煤层总厚达123m。伊敏组由细砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成，主要在下段含煤，可采者4～6层组，总厚105m。扎赉诺尔群与二连一带的巴彦花群以及哲里木盟一带的霍林河群可以相当。
辽西的下白垩统包括下部沙海组及上部阜新组。沙海组可分为三段，下段为砂砾岩及砾岩；中段为含煤段，由泥岩、砂岩及煤层组成；上段为泥岩。含煤段共含七个煤层组，一般3～4层可采。阜新组由砂砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成，含六个煤层组，总厚可为10～80m。除阜新盆地外，铁法、元宝山、平庄等盆地阜新组含煤性也很好。
位于黑龙江东部的含煤地层称鸡西群，自下而上包括滴道组、城子河组和穆棱组。其中滴道组包括火山岩系，属晚侏罗世；城子河组和穆棱组为含煤岩系，属早白垩世。城子河组厚600～1 400m，底部为砾岩，中部为碎屑岩和煤层，上部以细碎屑岩为主，夹凝灰岩。一般含可采煤层20余层，单层厚一般1～2m。穆棱组厚300～1 000m，以细砂岩、粉砂岩为主，夹多层凝灰岩，含可采煤层1～9层，总厚3～8m。城子河组穆棱组所含植物化石与前述各区完全一致，属早白垩世早期。在三江、穆棱地区一系列煤盆地以东，于虎林、密山、宝清一带发育了海陆交互相的含煤地层，称龙爪沟群，下部因含北极菊石及海相瓣腮类而属侏罗纪，上部称珠山组，所含化石包括海相及淡水瓣腮类以及植物、孢粉等，时代为早白垩世，当前认为珠山组可与城子河组及穆棱组相当。
