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地球科学与测绘
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煤层是由植物残骸经过极其复杂的生物化学、物理化学变化形成[1]。植物残骸在泥炭化作用下形成泥炭，泥炭再经煤化作用形成煤。因此泥炭沼泽厚度是影响煤层厚度的重要因素，泥炭厚度主要受泥炭沼泽潜水面变化及植物遗体聚集速率变化控制[2]。煤化作用中泥炭受到地层压力、温度、时间等因素影响，形成变质程度不等、厚度不同的煤层。一般来说，高变质程度的煤其厚度相对较薄，低变质程度的煤其厚度相对较厚。故而在中、新生代煤系中常见到厚煤层。这些年代较新的煤层一般为褐煤、长焰煤及不黏煤，其变质程度普遍较低[3-4]。
地质历史中的煤层厚度有很大差别，薄者仅数厘米，厚者可达数百米。煤层分级0.3～0.5 m为极薄煤层，0.5～1.3 m为薄煤层，1.3～3.5 m为中厚煤层，3.5～8.0 m为厚层煤，大于8 m为巨厚煤层[2]，也有部分学者将40 m以上的煤层称为超厚煤层[4]。文中“厚煤层”一词是一个广泛的涵义，指有一定厚度的煤层，包括厚煤层、巨厚煤层及超厚煤层。自石炭纪至新近纪，全世界许多地区都见有厚煤层，且在北半球居多[3]。例如，加拿大哈溪煤田二号露天区始新统单煤层厚510 m；我国胜利煤田胜利东二号露天煤矿下白垩统6号煤层厚达244.7 m；我国吐哈盆地沙尔湖坳陷中侏罗统单层煤厚达217.4 m[3-4]。
煤层是重要的地质碳库，尤其是厚煤层，具有长期聚碳的能力，在全球碳循环中起着至关重要的作用。目前对厚煤层中蕴含的层序界面信息、古气候信息、古泥炭沼泽碳聚集速率等方面的研究取得了较好的进展[5-13]，但是对厚煤层成因机制，特别是厚煤层中基准面升降信息等研究程度较低。
笔者基于煤岩学、旋回地层学、层序地层学等方法，对厚煤层中煤岩显微组分的演化特征进行深入剖析，探究煤层中的天文周期信息以及这些天文周期对古泥炭沼泽气候、水文循环的影响，进而分析天文周期对厚煤层聚集作用的影响，建立了受天文周期控制的厚煤层成因模式。对厚煤层的成因及其煤岩显微组分变化特征的研究，有助于进一步丰富煤田地质学理论，能够对煤系矿产资源的勘查及综合利用提供理论基础。
煤层是泥炭埋藏和压实成岩变质的产物，是全球碳循环中必不可少的一部分[14]。传统煤田地质学理论认为，泥炭聚集面(泥炭聚集速率)不断增长和泥炭潜水面(基准面)不断上升保持均衡，是泥炭不断增厚的必要条件，一旦这种均衡遭到破坏，泥炭的聚集也就随之终止[2,14-17]。当盆地沉降速率与泥炭聚集速率长期维持大致均衡的状态下，泥炭聚集可以持续相当长时间，在此条件下可以形成巨厚的泥炭层，从而形成厚煤层[2,14-17]。
然而，根据“将今论古”的思想，用已知的现代泥炭厚度来解释某些厚煤层的异常厚度还有较多问题。例如，地质历史中许多煤层的单层厚度可达100 m以上，考虑到泥炭到烟煤的压缩比例约为6∶1[18]，若要形成100 m厚的煤层就需要至少600 m厚的泥炭沼泽。目前发现的现代泥炭沼泽中，泥炭沼泽单层最大厚度约为20 m[19]。根据“将今论古”的思想，如此悬殊的厚度差异，使得“连续均衡补偿成因”理论难以解释泥炭沼泽连续聚集形成厚煤层过程[20-21]。
为探究厚煤层的形成机理，煤田地质学者从泥炭沼泽演化角度对厚煤层的成因机理进行分析，将厚煤层解释为多期次泥炭沼泽叠加的产物[8-9,20-24]，即多期次泥炭沼泽叠加形成厚煤层。
可容空间(accommodation space)是层序地层学中的关键概念，指的是盆地底面到基准面(近似于海平面、湖平面、潜水面)之间的空间。在泥炭沼泽中，可容空间可定义为泥炭所能聚集的最大高度[25]。在泥炭聚集期间，盆地基准面变化速率受控于盆地基底沉降作用，基准面变化又控制着可容空间的增大或减少[26-28]。
CATUNEANU建立的层序地层中受基准面变化和沉积作用相互作用限定的海侵海退概念模型[29-30]，可用来解释成煤泥炭沼泽中受基准面变化控制的干湿序列如图1所示，该过程中盆地基准面也在相应变化，未在图中显示。图1中的①～②阶段，整体为基准面下降强迫阶段，没有可容空间产生；②～④阶段，基准面持续上升，当基准面上升超过盆地基底时，即达到③位置，即开始产生可容空间，达到④的位置即达到最大海泛面位置，可容空间增加快速增长到最大值，在此阶段整体为可容空间增加速率逐渐加大及水进阶段；④～⑤阶段，即基准面上升速率明显减慢直至上升到最高点，此阶段整体为可容空间增加速率逐渐降低及正常水退阶段。
基准面旋回中的事件(Four events of base-level cycle include)：①强迫水退开始(onset of forced regression)；②强迫水退结束(end of forced regression)；③正常水退结束(end of regressions)；④海侵结束(end of transgression, and)；⑤强迫水退开始(onset of forced regression)；③～④向上变湿序列；④～⑤向上变干序列；④为淹没间断LST—低位体系；TST—水侵体系；HST—高位体系;(FR-forced regression; LNR-low stand normal regression; HNR-highstand normal regression)
图1 层序地层中受滨岸带的基准面变化和沉积作用相互作用而限定的海侵和海退趋势[24,29-30]
Fig.1 Transgression and regression trends in sequence stratigraphy as defined by interplay of base-level changes and sedimentation rates at shoreline[24,29-30]
厚煤层剖面的特征可以反映成煤期间基准面旋回以及可容空间的变化情况，不同可容空间类型及其变化情况对应了不同的煤岩显微组分以及矿物组分。低可容空间(增加速率)阶段整体为水退阶段，形成泥炭沼泽向上变干的序列，对应了相对高的惰质组和相对低的镜质组含量；高可容空间(增加速率)整体为水进阶段，形成泥炭沼泽向上变湿的序列，对应相对高的镜质组含量和相对低的惰质组含量。基准面快速上升、可容空间快速增加阶段，对应向上变湿序列；基准面慢速上升、可容空间增速减小，对应向上变干序列(表1)[14,31-32]。
表1 不同可容空间变化速率下的煤的显微组分组成特征(据文献[14,31-32]总结)
Table 1 Variations of maceral compositions of coals under the different accumulation trends(summarized from references[14,31-32])
干湿序列基准面及可容空间煤岩显微组分向上变湿序列基准面快速上升、可容空间产生速度增加镜质组含量增加、惰质组含量减少向上变干序列基准面慢速上升、可容空间产生速度降低镜质组含量减少、惰质组含量增加
LI等[23](2020)在河南省安鹤煤田山西组发现煤层中存在受基准面变化影响的煤岩显微组分周期性的变化，并将这种周期性的变化与干湿序列对应。如图2所示，在河南安鹤煤田山西组2号煤层煤岩显微组分含量变化及其反映的变湿-变干序列(煤岩显微组分数据引自LI等[23]中，从A-1到A-4，伴随着可容空间增加速率先降低后升高，镜质组含量先降低后升高，惰质组含量先降低后升高，解释为一个向上变干的序列及一个向上变湿序列。A-5到A-28中存在4个可容空间增加速率先升高后降低的旋回，每一个旋回中均有镜质组含量先升高后降低，惰质组含量先降低后升高的变化趋势，反映出每个旋回由一个向上变湿序列及一个向上变干序列组成。鄂尔多斯盆地侏罗纪厚煤层中也具有同样的特征[33]。
图2 河南安鹤煤田山西组2号煤层煤岩显微组分含量变化及其反映的变湿-变干序列(煤岩显微组分数据引自LI等，2020[23])
Fig.2 Variation of maceral compositions and base level changes in No.2 coal seam of Shanxi Formation in Anhe Coalfield, Henan Province(data of maceral compositions were from LI et al[23])
王国力等[34]通过研究鄂尔多斯盆地西南部华亭煤田延安组厚煤层的凝胶化指数、煤岩显微组分等的变化规律，提出该地区厚煤层是由“填积型”和“退积型”煤层叠加形成。庄军[35]研究鄂尔多斯盆地南缘延安组超厚煤层的成煤过程，认为该地区超厚煤层中存在不同类型的泥炭沼泽。GUO等[36]将海拉尔盆地扎拉诺尔煤田早白垩世伊敏组厚煤层的煤相划分为湿森林沼泽、上覆浅水森林沼泽和低地沼泽类型。这些研究均表明，不同类型泥炭沼泽类型的垂向演替，反映了古泥炭沼泽的水体深度亦存在周期性的变化。
BOHACS和SUTER[31]建立了不同可容空间增加速率与泥炭聚集速率比值(AR/PPR)下泥炭沉积响应模型(表2)。当AR/PPR小于0.5及大于1.53时，不利于泥炭形成；比值在1.00～1.18时最利于泥炭形成，适合泥炭长期聚集，这种状态长期持续，则有利于厚层泥炭的聚集。JERRETT等[21]基于泥炭沉积响应模型，建立了泥炭间断面模型，认为煤层剖面存在多个类型的间断面，这些间断面的存在说明成煤的泥炭沼泽不是连续发育的。图3厚煤层中可容空间变化影响的间断面中A～B段AR/PPR先增大，但未超过1.53时开始减小，泥炭则持续聚集，再减小至0.5以下，AR/PPR=0.5是泥炭聚集的最小极限值，当AR/PPR<0.5且继续减小，则会导致泥炭被分解、氧化、侵蚀形成暴露间断面，对应B点处；图3中C～D段AR/PPR先增大，AR/PPR>1.53且继续增大，可容空间产生速率远远大于泥炭的聚集速率，泥炭的聚集终止，泥炭被海相或湖相的沉积物覆盖，对应C～D段中部的淹没间断面。AR/PPR增大阶段对应向上变湿序列，AR/PPR减小阶段对应向上变干序列。因此，AR/PPR变化控制泥炭聚集与终止以及沉积间断面的类型。厚煤层往往是多个AR/PPR变化旋回，这些旋回被间断面所分隔。
图3 厚煤层中可容空间变化影响的间断面(据JERRETT等修改)[21]及相应的煤岩显微组分矿物含量变化概念模型
Fig.3 Discontinuity surfaces affected by accommodative space change in thick coal seams(modified after Jerrett et al.)[21] and corresponding changing patterns in maceral and mineral contents in coal seams
表2 不同可容空间增加速率与泥炭聚集速率比值下泥炭沉积响应[31]
Table 2 Sedimentary responses of peat body to different ratios of rates in accommodation creation to rates in peat accumulation[31]
可容空间增加速率/泥炭聚集速率(AR/PPR)沉积响应<0.5有机物完全被氧化降解,没有明显泥炭聚集0.5～1.0部分有机物被氧化,存在杂质的泥炭聚集1.00～1.18最利于泥炭聚集1.18～1.53较有利于泥炭聚集>1.53有机物被碎屑覆盖,没有明显泥炭聚集
SHEARER等[20]厚煤层中识别出多个代表不同可容空间变化趋势的“夹层(parting)”，划分出无机夹层(inorganic parting)，其主要由碎屑沉积物组成，碎屑沉积物来源于河流或降尘；降解未氧化有机夹层(degradative non-oxidized organic parting)，其中植物物质降解程度远高于垂直相邻煤层中的植物物质，泥炭表层未露出潜水面，未见明显的氧化特征；氧化夹层(oxidized parting)，泥炭表层露出潜水面，此夹层中含有大量明显被火焚或微生物氧化特征的植物物质。煤层中的这些夹层的存在，说明成煤泥炭沼泽发育过程中存在多期次的间断。Moore等[32]通过对印度尼西亚Palangkaraya地区6 m厚的泥炭进行研究，建立以Palangkaraya沼泽为基础的沼泽演化模型，提出煤层中的高度氧化的植物物质夹层是泥炭沼泽潜水面下降(即AR/PPR下降)的结果，这种夹层标志着泥炭聚集的间断。厚煤层中煤岩显微组分及无机组分的变化及相关的沉积间断面，均是多期次泥炭沼泽叠加过程的有力证据。
2.2.1 天文周期影响气候及成煤环境的理论基础
地球自转和公转的重要轨道参数包括偏心率、轨道斜度、岁差。偏心率是由于其他行星的运动产生的万有引力作用在地球轨道上造成的，主要周期约为405 ka(长偏心率)、131、124、99、95 ka(短偏心率)；轨道斜度，是指地球绕太阳公转的黄道平面与地球自转的赤道平面的夹角，变化为22.5°～24.5°，现在具有41 ka的主要周期以及39、54和29 ka的次要周期；岁差是指地球到太阳的距离以及偏心率的变化和地球自转轴方向的漂移共同影响产生的信号，现在变化主周期约为24、22、19、17 ka[37]。这些地球轨道参数的周期性变化会引起地表日照量的变化，进而控制地球的气候系统，并在沉积系统中被记录[38-39]。
VALDES和GLOVER[40]使用气候模型模拟天文周期驱动下不同纬度带的气候变化，提出中低纬度地区天文周期对气候变化是线性相关的，特别是季风气候中，天文周期驱动会导致季风湿度及强度的变化，从而引起湖泊的基准面升降速率的变化，这些变化会被记录在沉积层中。此后，MORRILL等[41]利用气候模型对比始新世北美Gosiute湖的水位变化，发现岁差周期与气候关系密切，岁差周期控制了基准面抬升速率的变化，这些变化亦被记录在湖泊沉积物中。对欧洲西北部和东南亚热带地区晚更新世到全新世的泥炭沼泽的研究表明，降雨量的变化控制着基准面升降速率的变化，这些变化亦被很好地记录在泥炭沼泽中[42-44]。低伏沼泽、凸起沼泽之间的相互演化及煤岩显微组分的垂向变化，均是岁差周期控制的降雨量变化导致基准面升降速率变化的结果。因此，在一定程度上，天文周期对泥炭沼泽多期次叠加起到重要的控制作用。
2.2.2 煤层剖面煤岩显微组分反映的天文周期信息
LARGE等[45]在研究美国粉河盆地古新世厚煤层时，发现厚煤层中镜质组与惰质组比值(镜惰比)垂向上的周期性变化与古新世天文周期约20 kyr的岁差周期有着良好的对应关系。使用Acycle软件[46]对该厚煤层的镜/惰比数据进行去趋势化处理及频谱分析，去趋势化镜惰比数据功率谱分析曲线峰值与古新世天文周期短偏心率(平均100 ka)、斜率(39.82±0.75)ka、岁差(23.29±0.23)ka、(22.02±0.21)ka、(18.70±0.20)ka、(18.85±0.20)ka[47]相对应(图4b)，表明该地区煤层镜质组及惰质组含量变化受到天文周期驱动。通过进一步对短偏心率及岁差信号进行滤波，获得岁差滤波曲线及短偏心率滤波曲线，各尺度的滤波曲线波谷处对应低镜惰比值，波峰处对应高镜惰比(图4a)。以上表明，天文周期控制着泥炭沼泽中的煤岩显微组分变化。
图4 美国粉河盆地古新世厚煤层中镜惰比变化趋势及反映的天文周期信号(镜质组惰质组比值据LARGE等[45])
Fig.4 Astronomical periodic signals extracted from V/I(vitrinite to inertinite)ratios of a thick coal seams of Paleocene in the Powder River Basin of USA(data of V/I ratios are from Large et al.[45])
2.2.3 煤层测井信号反映的天文周期信息及其与煤岩组分变化关系
二连盆地胜利煤田早白垩世6号煤层厚达244.7 m，是典型的巨厚煤层，对该煤田吉煤2井钻遇的6号煤层中段自然伽马测井数据及其煤岩显微组分数据进行对比分析，发现从自然伽马数据中提取的岁差、短偏心率周期曲线与煤岩显微组分变化具有良好的对应关系。
使用Acycle软件[46]，对6号煤层中段自然伽马测井数据进行去趋势化处理及频谱分析，去趋势化自然伽马测井数据功率谱分析曲线峰值与早白垩世天文周期短偏心率(平均100 ka)、斜率(39.0±1.2)ka、岁差(22.99±0.40)ka、(21.75±0.36)ka、(18.50±0.31)ka、(18.65±0.31)ka[47]相对应(图5b)，表明6号煤层沉积受到天文周期驱动。对岁差及短偏心率信号进行的滤波表明，6号煤层中段共有37个岁差旋回及7个短偏心率旋回(图5a)。
将获得的岁差滤波曲线及短偏心率滤波曲线与煤层剖面的煤岩显微组分变化进行对比，发现由自然伽马测井数据滤波提取的岁差旋回曲线的波谷处，具有低腐植组及高惰质组(低镜惰比)含量的特征，代表干燥环境；岁差旋回曲线波峰处，具有高腐植组及低惰质组(高镜惰比)含量的特征，代表湿润环境。短偏心率旋回曲线与煤层剖面的煤岩显微组分变化存在同样的对应关系(图5a)。将煤岩显微组分变化与岁差旋回曲线对比发现，图5a中p29、p31、p35三个向上变湿序列及p29、p34中两个向上变干序列与岁差旋回曲线对应性良好。以上表明，自然伽马测井数据中提取的岁差、短偏心率周期可与干湿序列对应。从测井数据中提取的轨道参数信息与煤岩显微组分变化所反映的干湿序列，亦具有良好的对应关系。
图5 二连盆地胜利煤田下白垩统6号煤层中段天文周期信号分析结果(煤岩显微组分及自然伽马测井数据来自WANG等[22])
Fig.5 Astronomical periodic signal analysis results of the No.6 coal seam of Lower Cretaceous in Erlian Basin(Data of maceral compositions and Gamma logs are from WANG et al.[22])
基于对厚煤层中可容空间、煤岩组分、旋回地层等方面的研究，笔者提出受天文周期控制的多期次泥炭沼泽叠加成因模式，用于解释厚煤层如何形成。
岁差周期控制着气候条件中季风的强度、湿度，从而影响降雨量等变化，进一步影响着泥炭沼泽中潜水面抬升速率的变化，使可容空间增加速率发生变化，在煤层中表现为煤岩显微组分垂向上的变化，以及煤层发育位置的变化。一个岁差周期中，泥炭沼泽演化过程可分为6个阶段(图6)，a位置处，降雨量小，基准面抬升速率较慢，可容空间增加速率较小，AR/PPR约为0.5；此时，泥炭发育于干燥环境中，形成的煤层具有低镜质组含量、高惰质组含量的特征(图6a)；b位置处，受岁差影响，季风强度及湿度增加，降雨量逐渐增加，基准面快速抬升，可容空间增加速率增大，AR/PPR增大，泥炭发育于逐渐变湿的环境，此时形成的煤层具有中等镜质组含量、中等惰质组含量的特征，位置上向陆地迁移(图6b)；c位置处，对应岁差周期的中期(最大海/湖泛面附近)，此时降雨量最大，基准面抬升速率最大，可容空间增加速率最大，AR/PPR值接近泥炭窗最大极限1.53，泥炭发育于湿润的环境中，形成的煤层具有高镜质组含量、低惰质组含量的特征，位置上向陆地一侧继续迁移(图6c)；d位置处，基准面由快速抬升转为慢速抬升，可容空间增加速率开始减小，AR/PPR未达泥炭窗最大极限并开始减小(图6d)；e位置处，受岁差影响，季风强度、湿度减弱，降雨减少，基准面抬升速率减慢，可容空间增加速率减小，AR/PPR减小，泥炭发育于逐渐变干的环境中，形成的煤层具有中等镜质组含量、中等惰质组含量的特征，位置上向海(湖)侧迁移(图6e)；f位置处，季风强度、湿度继续减弱，降雨量持续减小，基准面抬升速率减慢，可容空间增加速率减小，AR/PPR达到泥炭窗最小极限值接近0.5，泥炭发育于干燥环境中，形成的煤层具有低镜质组含量、高惰质组含量的特征，位置上向海(湖)继续迁移(图6f)。在这6个阶段中，图6a、6b、6c代表了一个向上变湿序列中的成煤过程，图6d、6e、6f代表了一个向上变干序列中的成煤过程，一个完整的岁差周期对应着一个向上变湿—变干的泥炭沼泽演化过程。
图6 一个岁差周期内的泥炭沼泽演化模型
Fig.6 Evolution model of peat swamps in an astronomical precession cycle
一个短偏心率周期包含多个岁差周期，表现为更长周期的向上变湿—变干旋回。短偏心率周期中的向上变湿—变干旋回中，镜/惰比含量受岁差周期及短偏心率周期共同控制，表现为波动的上升—下降(图7)。短偏心率周期曲线波谷处，所对应的煤层具有低镜/惰比，厚煤层位置更靠近向盆地一侧。短偏心率周期曲线波峰处，所对应的煤层具有高镜惰比，煤层位置更靠近陆地一侧(图7)。
图7 一个短偏心率周期内泥炭沼泽叠加模式
Fig.7 Superposition pattern of peatlands in a short eccentricity period
总的来说，一个岁差周期中泥炭沼泽演化过程可分为6个阶段，前3个阶段代表了一个向上变湿序列中的成煤过程，后3个阶段代表了一个向上变干序列中的成煤过程，一个短偏心率周期包含多个岁差周期，表现为总体更长周期的向上变湿—变干旋回，厚煤层是由多个岁差周期及多个短偏心率周期控制的泥炭沼泽叠加形成。
1)厚煤层剖面的煤岩显微组分以及矿物组分变化特征，可以反映成煤期间基准面旋回以及可容空间的变化。高可容空间(增加速率)整体为水进阶段，形成泥炭沼泽向上变湿的序列，对应相对高的镜质组含量和相对低的惰质组含量，低可容空间(增加速率)阶段整体为水退阶段，形成泥炭沼泽向上变干的序列，对应了相对高的惰质组和相对低的镜质组含量。整个厚煤层包含有一系列以间断面为界的向上变湿—向上变干的旋回，反映出厚煤层是多期次泥炭沼泽叠加的产物。
2)从煤层剖面自然伽马测井数据以及煤岩显微组分变化数据中提取的岁差、短偏心率等轨道参数周期与这些向上变湿—变干旋回有良好的对应关系，厚煤层包含多个岁差、短偏心率旋回，表明厚煤层形成过程受到与轨道参数相关的天文周期的影响。
3)一个岁差周期中泥炭沼泽演化过程可分为6个阶段，前3个阶段代表了一个向上变湿序列中的成煤过程，后3个阶段代表了一个向上变干序列中的成煤过程。一个短偏心率周期包含多个岁差周期，表现为总体更长周期的向上变湿—变干旋回，多个岁差周期及多个短偏心率周期控制的泥炭沼泽叠加会形成厚度巨大煤层。
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