煤炭是什么演变而成的

煤是古代千百年来植物的遗体，主要的是树木，在地面上堆积而成的极厚的黑色腐植质，由于地壳的不断的变动，埋入了地下，经过长时间的地质作用下，长时间的与空气隔绝，并在高温高压下，再经过一系列的物理化学变化等因素，形成的黑色的可燃的沉积岩，这样就形成了煤。

在地球的历史上，最有利形成煤的地质年代，主要是晚古生代的石碳纪、二叠纪；中生代的侏罗纪；以及新生代的第三纪。

当我们在显微镜观察煤的断面时，我们可以明显的看到树木的年轮线，这就有力的证明了煤炭是由树木演变而来的。

一层层的煤炭，就是一层又一层的树木和植物的不断的堆积，又经过不断的地质的变迁，在不同的年代进入了地下，再经过不断的物理化学作用之下，变成了今天地下一层层煤炭的！

众所周知，煤是由植物变成的，但怎么证明煤是植物变成的呢？

地质学家在煤层的顶板、底板与煤层中找到了大量的植物化石，还发现了被压扁了的煤化树干，在其横断面上可以看到十分清晰的植物年轮。如果把煤做成薄片在显微镜下观察，还可以看到植物细胞组织的残留痕迹以及孢子、花粉、树脂、角质层等植物遗体。在我国东北著名的抚顺煤矿的煤层中发现有大量的琥珀，有的当中还包裹着完整的昆虫化石。这些琥珀就是由原来的树林分泌的树脂变成的。所有这些都有力地证明了煤是由植物遗体堆积转化而来的。因为煤是由植物演变而成，所以还应当进一步了解植物又是怎样形成与演化的，这对理解煤的生成过程会更深刻。

（一）植物的形成、发展与演化

植物的形成与演化在地球发展历史上经历了一个漫长的时期。地球的诞生距今已有 46 亿年了，经历了不同的发展阶段。46 亿年到 38 亿年期间是地球的天文演化阶段，是地球原始地壳的形成阶段，是特殊的地球早期史时期，从生物演化角度在地质历史上称作冥古宙，迄今了解程度最差，对地球的了解多数只是推测。38 亿到 25 亿年期间是具有明确地史纪录的初始阶段，地质历史上称作太古宙，地球上诞生了生命。关于生命的起源问题，目前仍然处于不断探讨和逐步深入阶段。基本有两种倾向性认识：一种认为是起源于地球自身的演化过程，由无机物 C、H、O、N、S 等元素逐步演化而成；另一种认为生命起源于其他星体，后来才被带到地球上来的。生命出现后，经历了漫长的演变进化，逐渐出现了动植物。在漫长的不同地质历史时期，曾出现过千姿百态的植物，有的已经绝灭了，成为地史上的过客，有的延续至今，一直为我们的地球披着浓重的绿装。古生物学家把植物的演化和发展划分成四个阶段。

1. 菌藻植物阶段

在西澳大利亚 34 亿～ 35 亿年的沉积岩中发现的丝状、链状细胞，可能代表了最早的菌、藻类生物体。25 亿至 5.7 亿年间，地史上称作元古代，经过漫长的生物进化过程，出现了大量的微古植物和叠采石，既有原核生物又有真核生物。在元古代的末期地史上称作震旦纪时期出现了动物，各种藻类进一步发展，有的地区由此而形成了最初的低级煤线层。到了大约 5.7 亿年至 5 亿年间，地史上称作寒武纪，藻类有了更大的发展，不仅在种类上繁多，有蓝藻、红藻和绿藻，而且在数量上更加繁荣，足可以形成一定规模的藻类煤层。

2. 蕨类植物阶段

藻类植物的演化进步，在地史大约4.4亿年的奥陶纪末期出现了蕨类植物；到了4亿～3.5亿年间的志留纪末泥盆纪初，蕨类植物得到了大发展，从海生转到陆生，裸蕨植物是世界上第一个登上陆地的植物群。自晚泥盆世至早二叠世，裸蕨植物的后代壮大发展，出现了石松植物、真蕨植物等，它们开始有明显的根、茎、叶的分化，输导系统进一步发展为管状中柱和网状中柱。有些植物（如种子蕨）具有大型叶，从而扩大了光合作用的面积。晚泥盆世地球上已出现大面积的植物群，乔木型植物比较普遍。石炭纪全球出现了不同的植物地理区，地层中还可发现苏铁、银杏、松柏等裸子植物化石。当时的各种植物在适宜的环境中大量繁殖堆积，形成煤层。中石炭世至早二叠世是全球最重要的成煤时期（图 5-1-1）。

3. 裸子植物阶段

晚二叠世至早白垩世，裸子植物获得空前发展。由于地壳运动加剧，古气候、古地理环境发生明显变化，蕨类植物和早期裸子植物衰减，新生的裸子植物逐渐繁荣起来。它们一般都具有大型羽状复叶，树干高大。在所发现的松柏类化石中，科达树高度可达 20 ～ 30 米，树顶浓密的枝叶组成茂盛、庞大的树冠。这一时期也成为地史上重要的聚煤阶段。

4. 被子植物阶段

在植物界的家族中，被子植物是出现较晚的成员。可靠的被子植物化石见于早白垩世的晚期，到晚白垩世被子植物化石已很普遍，说明它们对陆地环境有很强的适应能力。进一步进化发展，被子植物逐渐开始排挤裸子植物，进入第三纪就占有绝对统治地位了。被子植物已经具有完善的输导组织和支持组织，生理机能大大提高了。今天的被子植物分布极其广泛，无论是寒带还是热带，到处都可以找到被子植物的踪迹，被子植物约有 27 万多种，数量占整个植物界的一半还多。

植物的繁盛，为煤层的形成提供了物质条件，是先决因素。但有了植物不一定就能变成煤。煤的形成是有条件的，是许多地质因素综合作用的结果。既要有适宜的气候，大量植物繁殖的条件；又要有适宜的堆积场所，有很好的覆盖层把它盖起来，处在一个缺氧的还原环境下。所有这些条件缺一不可，而这些条件都是受到地壳运动控制的，大致可从成煤环境和成煤过程两方面来说明。

（二）成煤环境

成煤环境大致由沉积环境即煤盆地的形成与发展、气候、植物等条件构成。

1. 沉积环境即煤盆的形成与发展

群山环绕中间低洼的地貌被称为盆地。盆地是地壳运动的历史产物。地壳运动使地壳结构不断地变化和发展，引起各种各样的地质作用，形成各种各样的地壳变形，控制着地球表面海陆的分布。地壳的某些部分受到强烈的构造运动后形成大规模的褶皱中的沉降带，或者形成与一系列隆起带相间排列的沉降带，或者由断裂构造控制的断陷带，统称构造盆地。还有由侵蚀作用形成的侵蚀洼地，称作侵蚀盆地。构造盆地与侵蚀盆地都是地壳相对下陷的沉积盆地。我们把含有煤线或煤层的沉积盆地称为含煤盆地或成煤盆地。含煤盆地是沉积盆地的一种。在新疆，著名的盆地有塔里木盆地、准噶尔盆地、吐鲁番盆地、伊犁盆地等。由于构造运动的不同而致使盆地类型多种多样。构造盆地大致可分为波状凹陷盆地和断裂凹陷盆地。波状凹陷盆地主要是由震荡为主的运动所造成，其特点是沉降的差异性较小，凹陷盆地的基底连续性较好。断裂凹陷盆地主要是由以间歇沉降为主的运动所造成，沉降运动的差异性比较大，凹陷盆地的基底连续性较差。

波状凹陷盆地内形成的煤及其他沉积层（含煤建造）一般厚度都不大，但比较稳定，常常呈现着自凹陷边缘向中心逐渐增厚的趋势。含煤建造的岩性、岩相和煤层变化也比较少，在大范围内常有一定的变化规律。形成的煤层多以薄煤层和中煤层为主，有时也有厚煤层出现。

断裂凹陷盆地内形成的含煤建造一般岩性、岩相和煤层不稳定，厚度变化比较大，可达数百米至数千米，常形成厚煤层。变化大的原因与凹陷盆地基底的沉降差异有关。如果凹陷盆地的断裂构造比较简单，仅发育凹陷盆地的一侧或两侧，凹陷盆地的基底运动差异比较小，则含煤建造的厚度、岩性、岩相和含煤性变化也不大。如果凹陷盆地的断裂构造比较复杂，不仅发育于凹陷的一侧或两侧，而且在凹陷内部断裂构造的发育也极其复杂，常为一系列的地堑、地垒和各种断块所组成。当凹陷盆地的基底沉降时，由于各个断块沉降不均匀，因而凹陷盆地的基底沉降的差异就比较大，含煤建造的厚度、岩性、岩相和含煤性的变化也就比较大。常常在短距离内就迅速发生变化，煤层层数由几层到数十层，煤层厚度可由几米迅速变化到几十米甚至上百米。煤层的分叉和尖灭现象也很突出，对应煤层的可比性较差（图 5-1-3、图 5-1-4）。

在波状凹陷盆地与断裂凹陷盆地之间往往还存在着一系列的过渡类型，特别是在一些大型的聚煤凹陷盆地多兼有两者的特征。波状凹陷盆地和断裂凹陷盆地在空间的分布上常常结合在一起同时出现，在时间的演变上则相互转化。例如在新疆准噶尔盆地中生代聚煤盆地中，三叠纪和早、中侏罗世含煤建造沉积时，靠近南部天山的山前部分是一个断裂凹陷盆地。但是到了晚侏罗世和白垩纪的地层沉积时，南部的断裂凹陷盆地基本上停止了活动，使原来兼有断裂凹陷和波状凹陷的断裂凹陷盆地，发展成为一个统一的波状凹陷盆地。一般来讲，从盆地边缘到中心成煤的厚度由薄到厚逐渐增加，但由于地壳构造运动的复杂性、不均匀性、时差性，造成聚煤盆地类型的过渡性与多样性，聚煤盆地的中心就发生了迁移变化，形成多个不同的沉积中心，使沉积的煤层厚度也发生了复杂的变化。这种现象不仅在一些大的成煤盆地中有所表现，在一些较小的成煤盆地中也有所显示。比如在大的盆地的中心是一个沉积中心，但随着一侧沉降的较强烈，而另一侧沉降的较缓慢、微弱；或因一侧上升的缓慢、微弱，而另一侧上升的剧烈，沉积中心都向相对沉降较快的一侧迁移，而相对上升的部分较老的沉积物可能遭到剥蚀。还由于在某些盆地的原始基地即盆地的沉积底部初始地形就比较复杂，高低不平，在大盆地内常常形成一些互相隔离的多个小型盆地或谷地；如果又具备了成煤条件，会形成多个聚煤中心，使煤层厚度发生变化（图 5-1-5）。随着沉积的不断进行，致使各个小型盆地填平补齐，构成一个统一大的盆地，形成一个新的统一的沉积中心。由于后来地壳运动的加快，原来多个聚煤小盆地面积不断扩大，形成了更大的统一的聚煤盆地，这也可能形成其上部煤层统一下部分布不连续的多个聚煤中心。聚煤中心的迁移是个多见的现象。在新疆准南煤田，早侏罗纪的聚煤中心在阜康一带，而到了中侏罗纪聚煤中心则向西迁移到乌鲁木齐至玛纳斯一带。一般来说，聚煤中心与沉积中心是一致的，但是由于含煤建造形成时受地壳运动的影响具有分带性，沉积中心随时间的变化具有水平迁移现象。沉积中心的沉降速度大于植物堆积速度时，就会被泥砂所充填，使煤层在沉积中心位置分叉甚至尖灭。而沉积中心的边部沉降速度保持平衡的地方，就是煤层沉积最厚的地方，也就是聚煤中心形成的地方，这样聚煤中心就和沉积中心不一致。

由于成煤后构造运动的影响，使已经形成的含煤盆地发生褶皱、断裂、甚至隆起。褶皱构造常常表现为背斜和向斜，断裂则使煤层或地层发生错位及位移形成断层。因此形成煤的含煤盆地与现在我们看到的沉积盆地面貌不完全一样，有的甚至是翻天覆地的变化（图 5-1-6、图5-1-7、图 5-1-8、图 5-1-9、图 5-1-10、图 5-1-11、图 5-1-12）。

含煤盆地形成后一般又经历了复杂的变化。这是由于，在地质发展历史中，由于内力与外力的作用，组成地壳的岩层不断地进行着改造与建造。地壳构造运动使部分地壳上升，也使另外部分地壳下降。上升部分的地壳岩层不断遭受到风化剥蚀，被流水冲刷，被风吹蚀；下降部分的低洼盆地不断接收沉积。这种旧岩层的不断毁坏和新岩层的不断形成，可能在同一个盆地中反复进行，形成了具有成生联系的沉积岩系即沉积建造。当盆地具有适宜煤生成的气候、植物条件，就形成了含有煤层的具有成生联系的沉积岩系，称其为含煤建造，有人称为煤系地层。含煤建造有浅海相沉积，很少有深海相沉积；有山麓相、冲击相、湖泊相、沼泽相和泥炭沼泽相，很少有冰川、沙漠相沉积；有滨海三角洲相、 湖海湾相、砂咀、砂坝、砂洲相。所以含煤建造可分为近海型含煤建造和内陆型含煤建造。近海型建造可进一步分为浅海型、滨海平原型、狭长海湾型。内陆型含煤建造可细分为内陆冲积平原型、内陆盆地型、内陆山间盆地型。各种类型的含煤建造都有其自身的特点，组成含煤建造的岩相、岩性、含煤性都不一样。我国除一些早古生代生成的含煤建造为海相外，以后的地质时代绝大多数的含煤建造由陆相所组成，或是由陆相、过渡相和浅海相沉积所组成。因此含有陆相沉积，特别是含有沼泽相和泥炭沼泽相沉积，是我国主要含煤建造岩相组成的一个重要特点。新疆的含煤建造几乎没有浅海相沉积，过渡相沉积也很少见。

从各个含煤盆地的含煤建造的不同，也可以看出煤盆地的形成是复杂的。从含煤建造所反映出的古气候、古植物和古地理环境的不同，可以看出成煤的环境有浅海环境，有内陆湖泊及河流三角洲环境，有海湾、 湖、滨海三角洲等海陆二者的过渡环境；成煤盆地大至海盆，到海盆湖泊的过渡，到湖盆，小到山间洼地，大小悬殊，形态各异，多种多样，盆地环境千姿百态。

盆地为煤的生成提供了环境条件，也就是说煤的生成必须要有盆地的形成，但有了盆地不是都可以形成煤。当地壳强烈运动，快速上升部分就会形成高山峻岭，急剧下降部分就会形成汪洋大海、深水湖泊，都不利于煤的沉积形成。只有在地壳运动处于缓慢下降的小幅振荡过程中，在盆地泥炭沼泽接受植物遗体堆积的速度与盆地下降的速度基本平衡，堆积的植物遗体及时补偿、充填了地壳下降造成的空间，使盆地长期保持泥炭沼泽的条件，才利于煤的形成。这种基本平衡的条件持续的时间越长，堆积的泥煤层就越厚，就可以形成很厚的煤层，有的单层煤厚度可达几十米甚至上百米。如果地壳运动下降速度超过了泥炭堆积的速度，盆地的水就会加深，泥炭沼泽的环境就会转化为湖泊或海洋，不宜植物的生长，缺少成煤的物质条件，形不成煤，而形成泥沙、灰岩等沉积物的覆盖层。如果地壳运动上升的速度超过了泥炭沼泽的堆积速度，不仅不能继续进行泥炭的堆积，而且随着上升的进一步加剧，原已堆积的泥炭层发生剥失而形不成煤层。如果上升、相对稳定、下降交替出现，就能形成多层煤层，有的煤盆可形成几十层煤。因此，一个含煤盆地中的煤层的厚薄、煤层的多少与厚薄的变化，都与成煤时的地壳运动有密切的关系。

2. 气候植物环境

成煤环境必须是在盆地或浅海边缘、海湾、 湖、内陆湖泊及河流低洼泥炭的沼泽中（图5-1-13），既有原地生长的植物，又有从盆地外被流水搬运来的异地植物。在这样的环境中，气候要多雨湿润，适宜各类植物及其他生物的大量繁殖生长。成煤要经历上百万年千万年甚至亿年的过程，在地史上是个较短的阶段，但对于人类来讲是个非常漫长的过程。在这样长的时期，大面积茂密的植物只要生生不息，新陈代谢，一万年长盛不衰，一年堆积 0.1 毫米，10 万年就可堆积 100 米，再经历成煤成岩作用的压缩，形成数米几十米的煤层完全可能，何况成煤的过程往往经历上百万年。新疆大约在一亿九千五百万年前至一亿三千七百万年前的侏罗纪，结束了古海洋和海陆交互环境，形成内陆湖泊环境，尤其在新疆的北部和东部，内陆湖泊更为广泛，气候更加温暖湿润，植物生长茂盛，在河流和湖泊边缘地带，形成大面积的湿地，生长着茂密的植物，以银杏植物门、苏铁植物门和松柏植物门等裸子植物的发展达到了高峰，成为丰富的源源不断的成煤植物主体。当时真蕨植物也很繁盛，锥叶蕨迅速地发展起来，空前茂盛；恐龙等大型动物也很盛行。伴随缓慢下降且频繁振荡的地壳构造运动，在准噶尔盆地、吐鲁番盆地、哈密盆地和伊犁盆地等山间盆地，形成了大面积的沼泽和植物堆积。这些堆积的植物成煤后，在准噶尔盆地南缘形成的煤层有数十层，厚度可达一百多米，有的单层煤厚度就达六七十米。

（三）成煤过程

植物之所以能变成煤，要在特定的条件下经过一系列的演化过程。这个过程叫成煤过程，大体分为三个阶段。

1. 泥炭化作用阶段

在温暖潮湿的适宜气候条件下，在相对稳定的大面积的近海、滨湖、 湖、沼泽盆地环境中，植物不断地繁殖、生长、死亡，其遗体堆积在水中。生物（也有少量动物）遗体受到水体的浸没与空气隔绝，在缺氧的还原环境下，不会很快腐烂掉，因而日积月累，层层叠叠，厚度不断增加，不断地压实。压实的植物堆积层在微生物的作用下，植物遗体不断地分解、化合，就形成了泥炭层。植物形成泥炭的生物化学过程大体分为两个阶段，先是植物遗体中的有机化合物，经过氧化分解和水解作用，化为简单的化学性质活泼的化合物；之后是分解物进一步相互作用形成新的较稳定的有机化合物，如腐殖酸、沥青质等。植物的分解、合成作用是相伴而行，在植物分解作用进行不久，合成作用就开始了。植物的氧化分解和水解作用是在大气条件和微生物的作用下，在泥炭的表层进行的。在低位泥炭沼泽的表面含有大量的喜氧细菌、放线菌、霉菌，而厌氧菌很少，随着深度的增加，霉菌很快绝迹，喜氧细菌和放线菌减少，厌氧菌很快增加。在微生物的活动过程中，植物的有机组分被合成为新的化合物。当环境逐渐转为缺氧时，纤维素、果胶质又在厌氧细菌的作用下，产生发酵作用，形成甲烷、二氧化碳、氢气、丁酸、醋酸等产物。随着植物遗体的不断分解和堆积，在堆积的下层，氧化环境逐渐被还原环境所代替，分解作用逐渐减弱；与此同时，在厌氧菌的参与下，分解产物之间的合成作用和分解产物与植物残体之间的相互作用开始占主导地位，这种合成作用就形成了一系列新的产物。植物转化为泥炭后，主要成分是腐殖酸和沥青质，在化学成分上发生了变化。植物的角质层、孢粉壳、木栓层是稳定的，所以常常能完整地保存在煤层中。

2. 煤化作用阶段

由于地壳不断地运动，泥炭层形成后继续下沉，在盆地相对较高的地段风化剥蚀的泥沙被水和风带到盆地的低洼泥炭沼泽，将已堆积的泥炭层覆盖起来。覆盖的泥炭层随着进一步的下沉，覆盖层的进一步的加厚，环境就发生了显著的变化。首先，它要经受上覆岩层压力的不断增大；在压力不增大下不断地发出热量，使其温度不断地升高。在压力与温度的共同作用下，泥炭层开始脱水，进而固结压实。在生物化学作用下，氧含量进一步减少，而含碳量逐渐增加，腐殖酸降低，比重增加。经过这样一系列的复杂变化之后，泥炭就变成了褐煤。

3. 变质作用阶段

褐煤继续受到不断增高的温度和压力的影响，引起内部分子结构、物理性质和化学性质的不断变化，使其发生了变质而成为烟煤。温度、压力与时间是褐煤变质的三要素，其中以温度最为重要。地球有地温递增现象，即地球的温度由表及里，由上至下温度是逐渐递增的。地球向深部每增加 100 米温度增加 3 度。地温这种有规律的递增现象称作地温梯度。虽则是地球的普遍现象，但各地由于地壳结构的不同，地下岩浆分布的不同，梯度的幅度还是有区别的。当成煤区附近有岩浆体存在时，对煤的变质将产生显著的影响。

温度对煤的变质作用虽然占据了主导地位，但是如果温度不断升高，加之如果密闭条件不好，超过一定的限度就可能把煤烧掉。因此还一定要在密闭的条件下和适当的压力下，煤才能得到适度的变质。时间的长短与温度的高低也有关系，如果煤化作用处在 150℃～ 200℃较低温度，但持续的时间长，持续两千万年至一亿年，就足够形成高变质的烟煤和无烟煤。温度、压力和时间对煤的变质起着综合的作用。在温度和压力不变的情况下，时间越长煤的变质作用越强。但也有人认为，只有当温度超过 150℃时时间才起作用，否则时间再长也不会对煤的变质产生显著影响。压力对煤的变质作用也有两种不同的认识，一种认为压力增加后气体不易逸出，挥发分不能改变，从而阻碍了煤的变质程度的加深；另一种则认为无烟煤及石墨有定向的晶格，单纯的加热不会产生这种结果，而是压力促使煤的结构发生了变化。

（四）煤的区域变质、接触变质、动力变质作用

1. 区域变质作用

随着煤沉降深度的增加，含煤岩系被其他地层所覆盖，受地球内部热量和压力的长期影响所引起的变质作用称煤的区域变质。在区域变质作用的影响下，煤的变质常常呈现出一种有规律的变化。首先煤变质具有垂直分带的规律，在同一煤田内随着深度的增加，煤的挥发分逐渐减少，变质程度逐渐升高。这个规律是在 1873 年希尔特研究德国鲁尔煤田、英国威尔斯煤田和法国比来煤田时发现的，后来就称为“希尔特定律”。例如在鲁尔煤田，含煤地层厚 3000 余米，煤种自上而下为长焰煤、气煤、肥煤、焦煤、贫煤带，分带性很明显。我国的鸡西煤田煤种也有很好的分带性。由于目前确定煤质牌号的主要指标是煤中挥发分的百分含量，所以希尔顿定律可以用挥发分的变化来表示。每下降 100 米所引起的挥发分含量的变化称为“挥发分梯度”。挥发分梯度受地热梯度的控制，由于各地的地热梯度不一致，挥发分梯度也就因地而异。区域变质作用的另一个重要特点就是煤变质程度的水平分带规律。因为在一个煤田中，同一煤层原始沉积时的沉降幅度可以不同，而且成煤以后因构造变动而发生的下降深度也不一样，这种关系反映到平面上就表现为不同地段有不同的变质程度，即为煤变质的水平分带现象。由于沉降并不一定呈现为均匀的幅度，所以水平分带也可以宽窄不一。宽的地方代表沉降幅度变化较缓的地段，窄的地方代表沉降幅度变化较急的地方。

2. 接触变质作用

当岩浆侵入或靠近煤层及含煤建造时，由岩浆带来的高温、挥发性气体和压力，使煤的变质程度升高的作用称煤的接触变质作用。接触变质作用的一种是热力变质，是由侵入在煤系下部的岩浆体析出的热量对煤产生影响所引起的变质作用。变种变质作用是岩浆不直接接触煤层，由岩浆的热量引起含煤地层温度升高而使煤发生变质，往往影响的范围较大。具体影响范围因岩浆规模不同而影响范围不同，岩浆侵入的规模大影响的范围就大。接触变质作用另一种是由火成岩岩体直接侵入煤层中发生的变质作用。这种变质作用影响范围往往较小，岩浆接触煤层的地方常常形成天然焦，煤层的围岩亦具有某些变质现象。远离岩浆岩体，煤的变质程度则逐渐降低。煤的变质带常常围绕岩浆岩体呈环状分布，或者靠近岩浆岩体的一侧呈带状或环状分布。

3. 动力变质作用

由强烈的构造运动如挤压褶皱等产生的区域温度增高所引起的煤化过程，称煤的动力变质作用。动力变质作用常常发生在构造变动强烈的地区，如新疆的库拜煤田、准南煤田东段阜康大黄山一带、哈密野马泉一带、艾维尔煤田一带等，同属侏罗纪煤田，但变质程度比其他煤田高出许多。

年轮的形成主要与形成层细胞分裂时的气候条件以及水分、无机盐等有关。春季，气候温暖，营养物质充足，这时，形成层细胞的分裂活动加快，所产生的木质部细胞体积大、细胞壁薄，所以，木材的颜色较淡，质地疏松。这部分木材叫作春材。

秋季，气温下降，营养物质减少，这时，形成层细胞分裂活动减慢，所产生的木质部细胞体积小，细胞壁厚，所以，木材的颜色较深，质地致密。这部分木材叫作秋材。同一年内的春材和秋材之间，颜色是逐渐转变的，中间没有明显的界限。

但是，前一年的秋材和后一年的春材之间，界限就十分明显，形成了显著的圆环，该圆环被称为年轮。

通常根据树木主干上年轮的数目，可以推断出这棵树的年龄。但对热带乔木而言，此法不管用，因为热带乔木中年生长，多不具明显得年轮。

扩展资料

生长在温带地区和有雨季、旱季交替的热带地区的树木才有年轮，而生长在四季气候变化不大的地区的树木则 年轮不明显。在树木的年轮上，蕴含着大量的气候、天文、 医学和环境等方面的历史信息。同时，在历史考古、林业研究、地质和公安破案等方面，年轮也起着重要的作用。

历史学上，常用年轮推算某些历史事件发生的具体年代。如在浩瀚的大海里，有历代沉没的大小船只，根据木船的花纹（年轮）可确定造船的树种；根据材质腐蚀状况确定沉船遇难的时代，及与该时代有关的某些历史事件。

参考资料来源：

百度百科——年轮

从中间均匀向树外分布。

年轮代表年龄，哪里集中表示是北面 另外一边是南面。

树木年轮是在树木茎干的韧皮部里的一圈形成层。在一年中，形成层细胞分裂活动的快慢是随着季节变化而变动的。春天和夏天，气候最适宜树木生长，形成层的细胞就非常活跃，分裂很快，生长迅速，形成的木质部细胞大、壁薄、纤维少、输送水分的导管多。

到了秋天，形成层细胞的活动逐渐减弱，于是形成的木质部细胞就狭窄、壁厚、纤维较多、导管较少。春夏质地疏松，颜色较淡；秋季质地紧密，颜色较深。不同季节的深浅结合起来成一圆环，这就是树木一年所形成的木材，就是年轮。年轮图案同气温、气压、降水量有一定的关系。

参考资料

知道日报：http://baijiahao.baidu.com/s?id=1549449256312775&wfr=spider&for=pc

运用年轮的研究成果开始于本世纪初，这位学者是道格拉斯，他1867年出生于美国佛蒙特，后来到亚利桑那州建立起一个新气象站。1901年他开始到弗拉格斯塔夫附近一些伐木营地，考察那里新伐树木的年轮型式，想找出证据说明这些年轮中记录了以11年为周期的太阳黑子活动。他没有立即找到证据，但他注意到，一个地区和另一个地区的年轮型式似乎一无二致。例如，一个伐木营地新伐的树木，里面是两道薄薄的年轮，外面是三道厚厚的年轮，其他营地新伐的树木也是这样。人们可以推断，这种型式表明，两年是坏天气，三年是好天气。道格拉斯注意到，他发现的这种型式的年轮似乎在亚利桑那州北部到处皆有。

在本世纪的头20年中，道格拉斯继续研究年轮的型式。事实上，通过识别年轮来测定古老建筑的年代是道格拉斯的创举。美国西南部印第安人村庄的废墟，长期以来引起考古学家的兴趣。那些村庄原由工匠精心建造，其中有许多房屋显然已经使用了好多世纪，可是后来不知何故，那些村庄都废弃了。据估计，那些村庄早在公元前2000年就已存在。道格拉斯从1916年起开始考察印第安村庄废墟残留的木料，研究其年轮以确定其年化。到1929年，他终于制成一个“浮动”年表。

有文明传统的地方，在使用年轮方面可能出人意料，令人惊讶。比如说，在中世纪俄国的诺夫哥罗德，街上泥泞不堪，市民就往路面铺原木。一层陷进泥里就再铺一层，到现在至少有28条街已经堆满了一层又一层的原木，这些原木的年代从公元953年起一直到1462年，真是年轮博览会。又如，像伦勃朗和鲁本斯等艺术大师的油画，分析其橡木油画板上的年轮型式就可知作画的年代。

上面所说的年轮应用，一般说来都属于年轮学的范围。现在这个学科的热门主题是从年轮中测出过去的气象以及气象的重大变化。

这项工作要比测定年代复杂得多，因为它取决于在不同年代生长的年轮之间的不同宽度。由于树之间和年轮之间都有其固有的变异性，我们可以说这棵树比另一棵树老5年，但难以断定年轮之间不同宽度的确切数字。

现代年轮学可以说起源于60年代生物学家弗里茨在亚利桑那大学的研究工作。弗里茨和他的同事仔细考察了塔克森附近一些树的生长过程，他们给树枝乃至整棵树都套上了塑料膜，以断定一棵树究竟摄取和放出了多少各种各样的气体。经过10个寒暑的工作，他们终于详尽地了解了一环年轮生长的全部过程。

年轮的生长并不像乍看起来那么简单。比如说，如果去年是树生长的大好年头，那么，树根伸展的范围会超过往年，这一年整个树的生长也会超过往年。同样，一个坏年头会使以后几年的生长速度减慢，而不管以后几年的气候如何。把树受到的各种影响分析出来是一项艰巨的任务，但是这项任务一旦完成，其成果就像年表一样有广泛的用途。

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（一）显微组分组成及分布特征

1.准噶尔盆地

准噶尔盆地煤岩显微组分定量统计结果见表3-23及图3-27、3-28及3-29。

由表3-32结合区域资料分析，八道湾组煤岩显微组分以镜质组为主，一般含量80%～97.4%，平均90%左右。惰性组较少，一般含量0.7%～2.2%，平均2%左右；少数较高者也多小于20%，如在准南西段的四棵树和头屯河分别为10.13%和7.31%。壳质组在准东一般1.6%～10.4%，平均6%左右，准南2.22%～6.05%；壳质组一般小于2%，个别地区含量较高，如阜康小龙口和水西沟，壳质组可达8%，主要为角质体（吴传荣等，1995），赋存于角质微亮煤中。

西山窑组各煤层及不同地区的显微煤岩组分特点在盆内各地不尽一致，含量变化较大，一般镜质组和壳质组含量较低，丝质组含量较高。如在准东、和什托洛盖的组分平均含量为镜质组50%，丝质组50%，壳质组微—少量，显微煤岩类型以富丝质组的微镜丝煤为主；在东部巴里坤地区2、3煤层镜质组含量大于87%，而在三塘湖地区镜质组含量降至44%左右，惰性组约为50%，壳质组很低，小于2%。而在准南，镜质组一般都在80%～90%，丝质组较低10%～25%，壳质组2%，显微煤岩类型以富镜质组的微镜丝煤为主。如准南乌鲁木齐、阜康三工河一带的某些煤层中，壳质组含量很高。镜质组中以基质镜质体最常见，均质镜质体和结构镜质体少见，结构保存程度也差。惰性组中有丝质和半丝质体、粗粒和碎屑惰质体等。壳质组分中以孢粉体分布最普遍，其次有角质体，木栓质体极少见。

图3-26 汝箕沟侏罗系主采煤层煤岩-煤质柱状图

表3-23 准噶尔盆地侏罗系煤显微组分含量%

续表

图3-27 准噶尔盆地煤岩显微组分三角图

图3-28 准噶尔盆地部分地区J1-2煤岩显微组分对比图

图3-29 准噶尔盆地中下侏罗统煤岩显微组分

总体看来，准噶尔盆地煤岩显微组分主要以镜质组为主，其含量大多在60%以上，惰性组仅在个别煤层中含量较高，而壳质组在近50%的煤样中，含量超过了15%～20%，特别是在南缘煤层中，角质体是壳质组最主要的组分，在个别煤层中含量甚至达70%，其次是木栓质体，孢子体、树脂体、藻类体和壳屑体含量最少。值得指出的是，基质镜质体在镜质组中占有较高的比例，一般可占整个组分的25%～40%，多的可占到77%。显微镜下的荧光研究表明，相当数量基质镜质体不具有荧光，部分煤样中的基质镜质体虽有荧光，但荧光强度十分微弱，在某些样品中还见有具微弱的暗褐色荧光的基质镜质体向无荧光的基质镜质体过渡的现象。

2.塔里木盆地

库拜煤田显微煤岩组分无论是沿走向或是倾向，各矿区、各煤组均以镜质组为主，其次为丝质组；壳质化物质一般1%左右；矿物质一般1%～10%。沿走向镜质组总的变化趋势是西部略高于东部；相反，丝质组是西部较东部为低。垂向上，下部的A、B煤组较C煤组镜质组略高；丝质组，上部的C煤组则明显的高于A、B两个煤组。各矿区、各煤组的具体变化见表3-16。

镜下观察表明，阳霞煤产地克孜勒努尔组煤层显微组分以惰性组为主，一般介于67.8%～81.1%，个别高达90.6%，其中，半丝质体一般在14.9%以下，丝质体介于51.6%～70.2%；镜质组介于7.5%～26.6%，个别高达79.8%；壳质组在1.0%～13%之间（表3-24）。库拜煤田俄霍布拉克矿区塔里奇克组煤显微组分以镜质组为主，介于63.9%～72.5%，惰性组次之，介于20%～21.8%，壳质组为7.3%～12.9%（表3-24）。阿艾东风矿区煤显微组分中镜质组以均质镜质体为主，一般32.3%～57.4%，基质镜质体次之，一般为13.6%～21.2%，结构镜质体变化较大，介于0.6%～24.5%，团块镜质体和碎屑镜质体介于2.3%～10.9%；惰性组以丝质体和半丝质体为主，介于0.3%～10.5%，粗粒体2.2%～5.8%，微粒体一般0.6%～1.6%；壳质组以孢子体为主，介于1.1%～3.6%，角质体、树脂体和壳屑体次之，木栓质体和藻类体在部分煤样中亦有发现；煤中矿物以粘土矿物为主。和田布雅矿区煤显微组分以镜质组和惰性组为主，其中，均质镜质体为25.1%，丝质体达38.2%；壳质组占3.7%（表3-16及表3-24）。

乌恰煤产地各矿区、各煤层组分差异不大，以镜质组为主，含量85%～98%，丝质组为少，壳质组2.7%～6.5%。乌恰煤产地康苏矿区工作程度较高，该矿区早侏罗世晚期康苏组显微煤岩组成有机组占80%～94%，无机组为6%～20%。有机组中镜质组含量85%～98%，多数为89%～96%，平均93%；丝质组微少；壳质组2.7%～6.5%，平均4.06%，其中以角质层和小孢子为主，有个别大孢子、树脂体和不定形体，成因类型属腐植煤类。各组分含量在垂向上的变化趋势见表3-18。

由表3-18反映康苏组成煤初期环境不大稳定，时期沼泽覆水浅，形成丝质组较高的微镜丝煤；其后覆水深度增大，并保持比较平稳，形成以高镜质组单一组分为主的微镜煤和双组分微亮煤。

总体看，塔里木盆地煤中有机显微组分组成与新疆其他盆地煤中的有机显微组成存在差异，煤中丝质体含量偏高，可能是该盆地煤层容易自燃的原因。

3.吐哈盆地

吐哈盆地西山窑组和八道湾组煤显微组分以镜质组为主，可达40%～95%；惰性组含量变化较大，在2%～67%，平均20%；壳质组含量低于10%，平均可达7%（表3-25及图3-30）。

表3-24 塔里木盆地侏罗系煤显微组分含量%

图3-30 吐哈盆地煤的显微组分三角图

吐哈盆地煤的显微组分组成不均匀。平面上，哈密坳陷尤其三道岭、大南湖等地以富含惰性组为特征，镜质组含量平均为50%，而惰性组则为40%以上，以丝质体和半丝质体为主。壳质组+腐泥组在全盆地煤中含量最低。托克逊凹陷则以高含量的镜质组为特征，可达80%以上（图3-30），结构镜质体与均质镜质体及团块镜质体含量为盆地内分布最多的，惰性组含量较低，平均为7%，壳质组分含量较高，达7%，其中木栓质体平均可达3%。北部凹陷带则以壳质组分含量高为特征，可达9%，镜质组分中以无结构的基质镜质体为主，平均可达50%。纵向上，北部凹陷带西山窑组和八道湾组煤的显微组分组成亦有差异，镜质组含量西山窑组低于八道湾组煤，且八道湾组以高含量具暗褐色荧光的基质镜质体为主要组分，可达50%，基质镜质体中见有超微类脂体，且在七泉湖一带含量较高（图3-31）；而西山窑组以富含薄壁角质体为特征。需要指出的是，无论西山窑组还是八道湾组煤，均见有一定量的藻类体，含量可达1%（表3-25及图3-32）。

表3-25 吐哈盆地煤显微组分定量统计结果%

总体上，吐哈盆地煤显微组分可以概括为“碎”、“小”、“薄”和过渡组分含量高。“碎”即含有较高的碎屑镜质体，碎屑壳质体；“小”即壳质组分个体小，如孢子体基本为小孢子体，藻类体的个体也很小；“薄”即角质体为薄壁角质体，而大孢子体，厚壁角质体缺少，树脂体相对缺乏。过渡组分含量高，如半丝质体含量可达5%，不但存在镜质组与丝质组的过渡，而且存在基质镜质体向沥青质体的过渡。

图3-31 吐哈盆地煤层超微脂类体含量等值线图

图3-32 吐哈盆地煤的镜质组含量等值线图

4.伊犁盆地

煤岩镜下观察表明，煤显微组分以镜质组为主，一般介于45%～70%，个别高达90%（B-2孔），半丝质组在10%以下，丝质组介于20%～35%，壳质组在2%～13%之间（表3-26）。伊犁矿区八道湾组煤显微组分中镜质组和惰性组含量相当，介于20%～70%，壳质组一般＜5%；西山窑组煤显微组分以惰性组为主，介于42%～88%，镜质组仅为6%～50%，壳质组0.5%～10%（表3-26）。霍城矿区煤显微组分中镜质组以基质镜质体为主，一般20%～30%，结构镜质体1%～5%，团块镜质体和均质镜质体介于1%～3%，极少见胶质镜质体；惰性组以丝质体和半丝质体为主，介于35%～85%，粗粒体0～3%，微粒体一般1%～3%，个别层位可达15%；壳质组以孢子体为主，1%～3%，树脂体和角质体次之，木栓质体在部分煤样中亦有发现，＜1%，极少见藻类体；煤中矿物以粘土矿物为主。总体看，伊犁盆地煤中有机显微组分组成与新疆其他盆地煤中的有机显微组成存在差异，可能主要是由于成煤环境差异造成的，因为伊犁盆地属于山间盆地，盆地规模小，盆地中间还存在一个小隆起，周围陆源物质供应充分，冲积相和河流相发育，泥炭沼泽经常暴露地表，造成成煤环境受到风氧化作用，因而煤中丝炭化组分含量较高，而凝胶化组分较少的局面。

表3-26 伊犁盆地侏罗系煤显微组分含量%

5.柴达木盆地

对柴达木盆地和祁连地区煤储层样品的显微组分含量的镜下测试结果见表3-27及表3-28。

表3-27 柴北缘及祁连地区煤储层显微煤岩组分及煤岩类型

表3-28 柴达木盆地侏罗系煤显微组分含量%

镜下观察表明，柴达木盆地西部鱼卡矿区侏罗纪煤储层显微组分以镜质组和惰性组为主，分别为21.1%～89.8%和1.8%～69.9%，含少量壳质组及无机组分，分别占2.9%～8.8%和0.6%～16.7%。且在纵向上显微组分呈规律变化，即从下到上镜质组含量明显增大，惰性组明显减少。其中，镜质组中以基质镜质体、结构镜质体和团块镜质体为主，惰性组中以半丝质体和丝质体为主，煤层上部样品中微粒体含量较高，壳质组中以孢子体为主。大煤沟矿区煤层显微组分以惰性组为主，镜质组次之，分别为28.2%～92%和2.7%～68.5%，壳质组含量为2.3%～5.2%，无机组分含量为1%～3%。

在纵向上显微组分无规律性变化，但煤层顶部样品中镜质组含量明显高于中部和下部，惰性组正相反。其中，镜质组中以基质镜质体为主，惰性组中以丝质体为主，半丝质体次之，壳质组中以孢子体为主。旺尕秀矿区显微组分以镜质组为主，占47.3%～87.9%，惰性组和壳质组的含量较低，在10%以下，并含有少量无机组分，个别样品中无机组分含量较高。其中，镜质组中以结构镜质体、均质镜质体、基质镜质体及团块镜质体为主，惰性组中以丝质体和半丝质体为主，壳质组中以孢子体和树脂体为主。

祁连山含煤区木里煤矿侏罗纪煤储层显微组分以镜质组为主，占50.1%～85.6%，惰性组次之，占13.3%～48.9%，并含少量壳质组和无机组分，分别占0～1.1%和0.3%。其中，镜质组中以均质镜质体和基质镜质体为主，碎屑镜质体和团块镜质体次之，惰性组中以丝质体为主，半丝质体、碎屑惰质体及粗粒体次之，壳质组中只见到孢子体。热水矿区煤层显微组分以镜质组为主，惰性组次之，分别占53.5%～82.6%和15.7%～46.5%，并含少量无机组分，占0.4%～1.7%，未见壳质组。在纵向上，煤层中部和顶部镜质组含量高于底部，中部高达82.6%，而底部的惰性组含量最高，达46.5%。其中，镜质组中均质镜质体为主要成分，惰性组中以丝质体、半丝质体和粗粒体为主。大通矿区煤层显微组分以惰性组为主，镜质组次之，并含少量壳质组和无机组分，分别占40.4%～81.3%、12.4%～55.1%、2.7%～5.2%及0.7%～4.3%，在纵向上无规律性变化。其中镜质组中以基质镜质体、结构镜质体和均质镜质体为主，惰性组以丝质体为主，壳质组以孢子体为主。

总的看来，柴达木盆地西部鱼卡矿区侏罗纪煤储层显微组分以镜质组为主，惰性组次之；向东大煤沟矿区、大头羊矿区及绿草山矿区惰性组含量增高，在显微组分中占主要地位，镜质组次之；盆地东端旺尕秀矿区显微组分以镜质组为主，惰性组和壳质组含量极低，在10%以下。祁连山含煤区西部木里矿区侏罗纪煤层显微组分以镜质组为主，惰性组次之；向东热水矿区、海德尔矿区及默勒矿区同木里矿区相似；大通矿区煤层则以惰性组为主，镜质组次之（表3-27和表3-28）。

6.鄂尔多斯盆地

由表3-29、表3-30及表3-31可知，研究区内煤的显微组成多以镜质组占绝对优势，惰性组次之，壳质组极少，属于腐植煤。煤中矿物质以石炭—二叠系煤居多，延安组煤较少。煤的显微组分在纵向分布上，镜质组含量以延长组最高，约占89%（张福礼等，1992）；其次为太原组和山西组煤，延安组煤含镜质组最少。壳质组含量由太原组→山西组→延长组→延安组依次减少。惰性组以延安组占优势，次为山西组、太原组与延长组。

石炭—二叠系煤的显微煤岩组分以镜质组为主，含量在59.8%～83.8%，丝质组次之（表3-30）。其中盆地西缘中部镜质组含量一般大于70%左右，丝质组含量12%左右。北部府谷盆地中部及东部镜质组在80%左右（图3-33），丝质组含量多低于10%。在平面分布上，表现为由北往南石炭—二叠系煤的镜质组含量增多，惰性组减少；从盆缘到盆内镜质组亦增加，惰性组含量变化与此相反（图3-33）。这表明盆地边缘丝炭化作用较强，向盆内覆水加深，水体稳定闭塞，还原作用加强，导致其凝胶化作用加强。

表3-29 鄂尔多斯盆地侏罗系煤的显微组分定量统计表%

表3-30 鄂尔多斯盆地石炭—二叠系煤的显微组分定量统计表%

续表

表3-31 鄂尔多斯盆地显微煤岩组成%

侏罗系延安组煤的显微组分以镜质组含量普遍较低，丝质组含量较高为特点（表3-29）。除汝箕沟矿区煤的镜质组含量局部最高达96%之外，全区煤的镜质组含量在32%～80%之间。煤的显微组分在平面分布总的趋势为，由盆地周缘向盆地中心镜质组含量增加，丝质组含量减少。盆地北缘的东胜地区煤的镜质组含量最低，一般在27.5%～50%之间，陕西神府，榆横地区煤的镜质组含量较高，镜质组含量在60%～70%之间。盆地西缘汝箕沟、石炭井、华亭等矿区镜质组含量大于60%外，其他地区均在40%左右（表3-31）。在垂向上，延安组煤的镜质组含量由低+高+低，而惰性组含量则由高+低+高。这可能与沉积环境演变有关，湖水面由扩展到收缩，湖滨三角洲由建设性转为废弃时水位发生变化，同时也反映了古气候由较干旱到潮湿，再到较干旱的旋回演变。

图3-33 鄂尔多斯盆地石炭—二叠系煤的镜质组含量等值线图

（二）显微组分岩石学特征

1.镜质组

镜质组是煤中占优势的有机组分，可划分为结构镜质体和无结构镜质体两大类，后者又可划分为基质镜质体、均质镜质体、团块镜质体和胶质镜质体。准噶尔盆地煤中的基质镜质体，无论是从煤矿取的样品还是从钻井岩心中取的样品，含有可分辨的壳质组碎屑较少，普遍荧光很弱，部分样品根本就无荧光显示。

（1）结构镜质体

来源于植物的细胞结构，这些细胞壁被称为结构镜质体，而细胞腔往往被无结构镜质体或者经常被树脂体、微粒体或粘土所充填。其在透射光下呈棕红—褐红色、橙红—褐红色，细胞结构保存完好、清晰或部分朦胧可见。常见胞腔结构的挤压变形现象，局部形成显微揉皱，并可见木质部胞管单列纹孔呈散S形；部分结构镜质体变形成肠状，并具丝炭化。偶见煤核中的木质髓部具清晰的生长年轮，结构镜质体可有角质体镶边，特征明显。也偶见角质体碎片充填结构镜质体的细胞腔。纯净的结构镜质体在本区十分罕见。

（2）无结构镜质体

无结构镜质体是由植物的木质纤维组织和其他成分经过凝胶化作用形成的胶状物演变而来。根据形态和成因，可进一步细分为4个亚组分：①均质镜质体，显微镜下呈均一状，油浸反光下呈不同程度的灰色色调，透射光下为橙红色至棕褐色，是最适合于测定反射率以确定“煤阶”或“成熟度”的组分，其在镜下多呈宽窄不等的条带状、条纹状、透镜状分布，局部呈橙黄色，应为富氢均质镜质体成分。局部可见角质体镶边或见其中散布有橙黄色角质化小团块。均质镜质体是本区煤中常见的显微组分之一，尤其在准噶尔盆地西北缘的煤中占有重要地位。②基质镜质体，是腐殖碎屑与非常细粒的腐殖凝胶的混合物，它比均质镜质体有稍弱的反射率和较高的氢含量，常含有壳屑体、惰屑体及粘土矿物杂质。基质镜质体是本区的主要显微组分之一，在大多数煤样中其含量均在30%以上；镜下其呈片状分布或呈其他组分的“胶结物”出现，橙红色，无固定形态和细胞结构痕迹。吐哈盆地基质镜质体在蓝光激发下具有暗褐色荧光。③胶质镜质体，胶质镜质体是腐殖溶胶充填在植物的细胞腔或其他空隙中形成的亚组分。实际上，由真正凝胶形成的胶质镜质体很少出现，也很难与均质镜质体区分。镜下胶质镜质体少见，红褐色，总体呈条带状断续分布，可见大小不等的胞腔结构，内部边界为不甚规则的弧形等形状。④团块镜质体，主要来源于植物树皮中的鞣质，其产出状态既可孤立出现亦可作为细胞充填物产出。本区煤岩中团块镜质体也较少见，棕红—褐红色，呈圆形、椭圆形、浑圆形、透镜状散布，局部有拉长变形现象。

2.惰性组

惰性组在煤中一般以其高的反射率易于识别。丝质体具有较清晰的细胞结构，透射光下呈黑色、褐黑色，呈棒条状、条带状、透镜状，或呈棱角状、长条状、不规则状分布。镜下常见氧化丝质体与火焚丝质体的混生现象；局部可见清晰的细棒状丝质体的生长结点、断口及压实变形，细胞腔或呈原始形状，或被挤压拉长变形成椭圆、长椭圆、长条形等，具定向排列，并偶见显微断层截断现象。粗粒体无原始细胞结构，以大小不等的圆形、椭圆形颗粒出现，在煤中还可以以基质状态出现。半丝质体的反射率较丝质体的低，介于镜质体和丝质体之间，其细胞结构不如丝质体保存得好。本区煤岩中半丝质体较为发育，多呈与结构镜质体的过渡形式出现，反射光下呈棕褐-褐黑色，惰屑体也称为碎屑惰性体，为煤中或源岩中高反射率的有机质碎屑，由于颗粒小，分辨不出其原始植物的细胞结构。微粒体一般是在煤化作用过程中由富氢显微组分转变而来的。在油浸反光下，微粒体为大小约1 μm左右的白色微粒集合体，常呈条带状或充填细胞腔形式出现。在准噶尔盆地三工河、头屯河、四棵树、安集海及齐009井等地煤样皆有较多的微粒体，它们常以星点状、条带状分布于基质镜质体中。

总之，在本区的煤中惰性组分较多。特别是准噶尔盆地头屯河、三工河剖面煤样中，惰性组分含量高达80%以上，鄂尔多斯盆地焦坪、黄陵及彬长惰性组含量往往达60%以上，并且半丝质体的成分较多。

3.壳质组

（1）孢子体

常见的小孢子体，一般呈压扁的长条状，分布于基质镜质体或沥青质体中，小孢子体在本区煤中分布很普遍但含量较少，仅在个别井（如吉7井）中含量达到10%以上。大孢子体在本区煤中少见，荧光较弱，而小孢子体一般呈较强的黄色荧光，具有强的荧光正变化。

（2）角质体

角质体为植物叶或茎的表皮保护层角质膜转变而来，是本区煤壳质组中最为丰富的一种显微组分。油浸反光下呈灰黑色，细长条状，有单体产出，亦有成层分布，荧光下具黄绿-褐黄色荧光，具光滑边或锯齿边，后者锯齿状边缘特别清晰；反射光下呈黄色、橙黄-褐黄色，呈条带状、镶边状、碎片状，偶呈铁丝条纹状分布。根据本区角质体的光性特征及成因，将其分为两种组分：①薄壁角质体，薄壁角质体A，一般呈条带状，角质体的厚度稍有差异，但大多较厚，具有极强的黄绿色荧光，可能来源于植物茎的保护层角质蜡。薄壁角质体B，呈非常细的长条带状产出，具黄-褐黄色荧光，常与薄壁角质体A共生，可能来源于植物叶的角质层。②厚壁角质体，这种角质体在本区较为少见，一般为褐黄色荧光。

（3）树脂体

树脂体来源于高等植物的树脂、树胶、树蜡等分泌物。在本区煤层中一般呈长椭圆形、椭圆形、肾形、粗短条状或不规则状散布，局部呈充填细胞腔形式出现，偶见挤压变形现象。常与角质体共生，并且与周围的角质体无切割关系，个体有时达50～100 μm，透射光下呈均匀亮黄色，反射光下为深灰色-灰黑色，有内反射现象，荧光颜色变化很大，从褐黄色到黄绿色荧光均有分布，荧光变化为正变化。

（4）木栓质体

木栓质体是由原始植物树干和根的外层皮组织演化而来的。木栓质体一般指的是木栓化了的细胞壁，一般认为木栓质体在亚烟煤和烟煤阶段之间的分界线上经过一次煤化跃变，在亮褐煤阶段只出现微弱的浅红色荧光，在高挥发分烟煤C阶段，其荧光消失。据魏辉等（1998）研究，它是本区煤中重要的显微组分之一，细胞结构保存较好，大多呈叠瓦状排列，在准噶尔冒烟山剖面八道湾组煤层中木栓质体含量达20%，四棵树剖面西山窑组、车27井、石西1井煤样的木栓质体含量也都在10%左右。吐哈托克逊凹陷含量较高，有的井段可达13%，普遍为4%～6%，台北凹陷仅在二塘沟煤中鉴别出较高数量的木栓质体（8%），其他井区为2%左右，哈密坳陷少见木栓质体。鄂尔多斯盆地木栓质体主要呈叠瓦状排列，长条状顺层分布，见清晰的木栓结构。油浸反光下深灰-浅灰色，蓝光激发下具黄-褐黄色荧光。荧光谱呈单，激发30分钟后，荧光强度增强，荧光变化为正变化，这可能与其成熟度较低有关（刘大锰，1997）。

（5）沥青质体

沥青质体是本区煤中十分常见的显微组分。具有低反射率，大多为微弱的浅褐色荧光。在垂直层理的切面上，常呈条带状，细分散状，条纹状，小透镜状或基质状态出现。Teichmüller（1974）依荧光特征将其分成3种类型：1型有荧光且有荧光变化；2型有荧光但无光变化；3型不具荧光。在本区仅见1、2这两种类型的沥青质体且以1型为主，其丰度较低，在吐哈托克逊凹陷中、下侏罗统和台北凹陷中侏罗统七克台泥岩中分布较普遍（赵长毅，1998）。其成因认为是藻类、浮游生物等在细菌作用下的降解产物（Teichmüller，1970）。

（6）超微类脂体

超微类脂体是富氢显微组分沥青化作用的歧化固体残余产物，煤加水热解实验也证明了这点。吐哈微粒体多小于1 μm，呈圆形颗粒，反射光下为浅灰色、灰白色，无突起。吐哈盆地西山窑组和八道湾组中的超微类脂体主要分布于无结构镜质体和少量粗粒体之中，一般呈条带状分布于基质镜质体中，并与过渡组分（如半镜质体和半丝质体）共生；有时呈胞腔充填状或透镜状产出。该盆地侏罗系煤盆地中超微类脂体含量一般在5%～17%，其中盆地中部的吐鲁番坳陷含量最高，超微脂类体于壳质组总含量可达17%；西部艾维尔沟超微类脂体含量最低，其含量一般小于2%（图3-31）。

（7）壳屑体

泛指那些来源于各种具荧光的碎屑状类脂有机质，在煤中常出现于基质镜质体中。碎屑类脂体在煤中呈片状、细条状及颗粒状，荧光强度不一，黄色、褐黄甚至褐色。在成因上既有化学分解的，也有机械破碎的，在该区煤中较为常见。Taylor等（1991）利用TEM研究了澳大利亚某些低变质煤中的基质镜质体，发现其中含有较丰富的超微壳质组碎屑，并认为是导致基质镜质体产生可见荧光的原因，并具有一定生液态烃潜力。

此外，研究中还发现了渗出沥青质体，主要以裂隙充填物的形式出现，另外它也可以充填在细胞的空腔中，油浸反光下呈黑色，有时周围共生有不同色彩的油晕，即牛顿环（Teichmüller，1976），渗出沥青质体的荧光强度和颜色可相差很大，但都无固定形态，并以次生产状与其他类型有机组分相区别。

从中间均匀向树外分布。

年轮代表年龄，哪里集中表示是北面 另外一边是南面。

树木年轮是在树木茎干的韧皮部里的一圈形成层。在一年中，形成层细胞分裂活动的快慢是随着季节变化而变动的。春天和夏天，气候最适宜树木生长，形成层的细胞就非常活跃，分裂很快，生长迅速，形成的木质部细胞大、壁薄、纤维少、输送水分的导管多。

到了秋天，形成层细胞的活动逐渐减弱，于是形成的木质部细胞就狭窄、壁厚、纤维较多、导管较少。春夏质地疏松，颜色较淡；秋季质地紧密，颜色较深。不同季节的深浅结合起来成一圆环，这就是树木一年所形成的木材，就是年轮。年轮图案同气温、气压、降水量有一定的关系。

参考资料

知道日报：http://baijiahao.baidu.com/s?id=1549449256312775&wfr=spider&for=pc

许多人家的厨房里都有一个圆圆的厚木墩，那是切肉用的。当刚刚买来这种木墩的时候，你对它仔细观察一下，就可以看到上面有一圈又一圈的密密麻麻的木纹，这些木纹有深颜色和浅颜色，宽度也不一致，这就叫做年轮。树木的年轮记录着它们的年龄，每年长出一轮，因此数一数年轮就知道树木的年龄了。一年四季当中，树木生长的速度并不相同。春天阳光明媚，雨水充足，气候温和，树木生长得很快，这时生长出来的细胞体积大，数量也多，因此细胞壁较薄，木材的质地疏松，颜色也浅；而在秋季，天气渐渐凉了，雨量减少了，阳光也失去了夏天的炎热，树木生长速度就减慢了，这时生长出来的细胞体积小、数量少，细胞壁变厚，质地紧密，颜色就比较深。到了第二年，在去年深颜色的秋材之外，又生长出浅颜色的春材，这样年复一年，深浅不同的颜色互相间隔，就形成了一圈又一圈层次分明的花纹。根据树桩的年轮就能知道树木的年龄了。