西甲分析隙山3nucc--用电工钢片叠制变压器山型铁心时,如果两半铁心没压紧而留有较大空隙，试分析将产生什么后果

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• 1、用电工钢片叠制变压器山型铁心时,如果两半铁心没压紧而留有较大空隙，试分析将产生什么后果
• 2、煤矸石山隔氧防自燃机理分析
• 3、　桌子山阿不切亥沟寒武系层序地层分析

用电工钢片叠制变压器山型铁心时,如果两半铁心没压紧而留有较大空隙，试分析将产生什么后果

优质回答两半铁心没压紧而留有较大空隙，将使硅钢片中到处充满空气，而空气的磁导率只有硅钢片的1/6000左右，结果磁阻Rm极大增加。原边电感L=N^2/Rm，与铁芯磁阻Rm成反比。磁阻Rm极大增加，导致原边电感极大地减小，只有规范值的几百几千分之一，由于电流I=U1/ωL，所以如果贸然通电，造成很大甚至噼里啪啦的电磁噪声是小事，最要命的是即使空载，原边电流也将几十上百倍地增大，若有保险则会烧保险，无保险则很快烧毁变压器线圈！

煤矸石山隔氧防自燃机理分析

优质回答根据煤矸石山自燃条件分析可知，其发生自燃的内因是煤矸石中含有的大量可燃物，外因则是煤矸石山的供氧与蓄热条件。良好的通风条件可以使煤矸石在氧化时得到充分的供氧，但同时也会把煤矸石自热阶段产生的热量带走。反之，若处于封闭环境中的煤矸石，虽有良好的蓄热条件，但不能得到充分氧气供应，煤矸石不会进一步氧化，自燃也就无从谈起。因此，阻断煤矸石山良好的供氧条件，是防止煤矸石山自燃的有效途径。

一、煤矸石山自燃的历程及临界温度

煤矸石山发生自燃，是一个极其复杂的物理化学过程，从常温状态转变到燃烧状态，其本质是煤矸石中的可燃物质（即黄铁矿和煤）的低温氧化特性，与空气中的氧发生物理吸附、化学吸附和化学反应。物理吸附氧气的吸附热使得煤矸石温度有一微小上升，导致煤矸石内极易被活化的结构活化而吸收氧气，发生化学吸附和化学反应，使得煤矸石结构表面物理吸附氧量减少，促使空气中的另一部分气态氧与煤矸石表面发生物理吸附，使煤矸石的低温氧化进程继续向前发展，不断释放热量。在一定的蓄热条件下，产生的热量大于散失的热量，使得煤矸石山局部温度不断升高，环境温度的升高加速可燃物质的氧化并引发自燃。如图5-2所示，煤矸石自燃分为三个时期。

图5-2 煤矸石山自燃的三个时期

潜伏期。氧气在煤矸石山表面或通过孔隙和裂缝渗入煤矸石山内部吸附潜伏，煤矸石低温条件下缓慢氧化并开始释放热量，从而造成热量积累。

自热期。热量积累，环境自动升温，从而加速煤矸石的氧化。煤矸石的自燃实际上是煤的自燃，从缓慢升温阶段到自动加速阶段时的温度称为煤矸石自燃的临界温度，它因成分不同，一般在80～90℃之间，煤矸石温度超过临界温度，即具备自燃条件。在煤矸石自热阶段，若所含可燃物不充分，无法提供煤矸石进一步氧化所需的物质基础，或煤矸石山的供氧条件与蓄热条件发生变化，从而使氧化反应产生的热量消散于周围环境中，煤矸石山便不会进入自燃状态。

燃烧期。煤矸石充分氧化自燃。

在初始阶段，煤矸石中的黄铁矿和煤在常温t

0

下与氧气缓慢反应，放出热量，使煤矸石的温度缓慢上升。当矸石温度达到临界温度t

1

时，反应的速率随着温度的升高而自动加速。一旦温度达到煤的着火温度t

2

，即开始激烈的反应，这时若燃料、氧气供应充足，燃烧保持稳定地进行。

t

1

即为煤矸石的氧化从缓慢升温阶段过渡到自动加速阶段时的温度，称临界温度。临界温度t

1

和着火温度t

2

不是煤矸石所固有的物化常数，它是化学动力因素和流体动力因素的综合，与煤矸石的化学活性、煤的燃烧活化能、矸石的导热系数、发热量和对周围的环境散热条件等都有关（主要表现为活化能不同）。不同煤矸石的临界温度可用简易的数学模型导出下列计算公式：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：E——煤矸石的活化能，J/mol；

R——气体常量，取值为8.31 J（/mol·K）；

T

0

——环境的绝对温度，K。

不同的煤矸石有不同的活化能，不同地区的煤矸石山也有不同的环境温度，所以其发生自燃的临界温度也不同。有关文献指出，煤矸石山自燃的临界温度为80～90℃（煤的临界温度一般认为在70℃左右）。在供氧充足的条件下，煤矸石的温度是否达到临界温度是判断其能否发生自燃的重要条件，该温度对指导自燃煤矸石山的灭火也有着重要的意义。

有关研究表明，煤矸石的氧化产热过程遵循以氧气（或燃料）浓度为基础的Arrhenius定律，得出：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：t——氧化产生的热量，J；

q

0

——氧气的比热容，J/（kg·K）；

C——氧气的体积浓度，mol/m

3

；

E——煤矸石的活化能，J/mol；

R——气体常量，取值为8.31 J/（mol·K）；

K——反应速率常量；

S——比表面积，m

2

；

T——反应绝对温度，K。

该定律反映了燃烧的速率与反应物浓度的关系，指出反应速率随反应物氧气的浓度增加而增加的规律。这里所指的反应物可以指可燃物的浓度，也可以指氧气的浓度。如果反映的是可燃物中碳的含量，应表示为参与氧化的碳的多少；当指的是氧气的浓度时，则表示此时参与碳氧化的氧气的浓度，这里的S可以表示与氧气发生反应的可燃物（碳）的单位比表面积。由此可见，在可燃物的量充足的条件下，我们可以通过空气的流通量来分析煤矸石自燃条件，也可通过分析和控制煤矸石山的供氧条件来改变其自燃倾向。

二、煤矸石山氧气传输方式

由上分析得出，煤矸石在自热阶段逐渐升温至自燃，需不断从外界得到氧的供应，而氧气的传输是与煤矸石山中的空气流动分不开的。引起空气在煤矸石山中流动的主要因素有：

1）气温变化引起的煤矸石山的“热呼吸”；

2）大气压变化产生的煤矸石山的“气压呼吸”；

3）由煤矸石山表面自然风引起的空气流动；

4）由空气浓度梯度引起的分子扩散；

5）煤矸石山自热后引起的热对流（烟囱效应）。

由气温变化引起的煤矸石山的“热呼吸”，仅能在煤矸石山表面发生效应，因此产生的热量很快就会散失；由大气压变化引起的“气压呼吸”，由于气体量非常的少而不足以维持煤矸石的自热；由空气浓度梯度引起的分子扩散，在煤矸石山自热升温过程中可能起了激发性作用，但仅靠分子扩散也难以维持煤矸石山长时间的燃烧；由自然风引起的空气流动，因流量具有随时间而变化的性质，仅靠煤矸石山表面的微小风压产生的对流，不是煤矸石山发生自燃并维持自燃的主要因素，而煤矸石山自热后产生的空气热对流（即所谓的烟囱效应或热风压），才是煤矸石山维持长时间燃烧的必要条件。一般认为，在煤矸石的自热过程中，首先是依靠分子扩散及自然对流效应供给煤矸石氧化所需的氧气，一旦煤矸石发生较明显的升温后，热对流就会成为主要供氧途径。

煤矸石发生自热后，温度就会升高，并把热量传递给周围空气，使周围空气受热，密度减小。这时候，煤矸石山内部的空气与外部的空气之间就会产生一个压力差：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：P

i

——热风压，Pa；

ρ——环境温度中的空气密度，kg/m

3

；

g——重力加，9.81m/s

2

；

T

0

——环境温度，K；

T——煤矸石山内部温度，K；

z——煤矸石山垂直高度，m。

因为煤矸石山内部的温度一般高于煤矸石山周围环境温度，在热风压作用下，煤矸石山内部空气向上流动，而外界空气源源不断流入，给煤矸石的氧化继续提供氧气（图5-3）。此外，热风压的大小，和煤矸石山内部温度与环境温度之差有关，温差越大，热风压也就越大；和煤矸石山的堆积高度也有关系，降低其垂直高度可有效减小热风压的大小。

图5-3 自热区与热对流的示意图

热风压产生的风流在煤矸石堆中流动时遵循达西定律，在一维流场中：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：v——气体在煤矸石堆中的渗透，m/s；

K——煤矸石堆的渗透率，m

2

或darcy；

μ——气体的动力粘性系数，Pa·s；

P——热风压，Pa；

x——风流运动距离，m。

但由于空气的动力粘度也会随着温度的升高而增大，故热对流并非是随着温度升高热风压增大而流速加大，而是在某一温度值附近呈现一个峰值（经试验，阳泉矿区的这一温度值为900K）。

设某煤矸石山环境温度为300K，煤矸石堆内部平均温度为350K，据式（5-3）有：

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风流可近似看作平行于斜坡向上运动，流动的距离为：

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式中：δ——煤矸石山的自然安息角。

阳泉煤矸石的平均比表面积直径为6.36，在松散状态下，测得渗透率为1.69×10

-9

m

2

，另27℃时空气动力粘度为1.78×10

-6

Pa·s，若δ 为45°，则煤矸石山内部因热对流造成的空气流速是：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

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三、煤矸石山不同区域的供氧条件

煤矸石山不同区域的供氧条件因其人工堆积有所不同，而供氧条件对煤矸石的自燃与否起着极为重要的作用。

根据供氧蓄热条件的好坏，煤矸石山从表面到内部可分为三个区域（图5-4）：

1）不自燃区；

2）自热区（可能自燃区）；

3）窒息区。

在煤矸石山表面，虽可得到充足的氧气供应，但与外界热交换条件好，氧化反应生成的热量迅速散失到周围环境中，矸石升温幅度很小，不足以引起自燃，此即为不自燃区。在煤矸石山内部，分子扩散或空气流动带入的氧气已经在表面大部分被消耗，气流中的氧浓度很低，煤矸石的氧化反应产生的热量很小，不足以使矸石进一步升温，这一区域也不会发生自燃，称之为窒息区。在不自燃区与窒息区之间，既有一定的氧气供应，所产生的热量又不致全部被带走，煤矸石氧化产生的热量足以使矸石升温，此区即是自热区（也称可能自燃区）。自热区的剖面深度与煤矸石的氧化能力、粒度、堆积形态、空隙率以及外界环境条件等有关。

图5-4 煤矸石山自燃分区

在自热区内的煤矸石，如果能不断得到氧气维持氧化反应持续进行，一定时间后，当煤矸石温度上升到燃点，便发生燃烧。在此阶段内如供氧蓄热条件发生变化，煤矸石的氧化反应不能继续进行，自热就会终止，自燃也不会发生。

四、孔隙率对氧气传输的影响

煤矸石山可以看成是一种由粒径形状各异的粒子组成的多孔介质，具有一定的孔隙率。一般情况下，气体在煤矸石山中的流动极为缓慢，属于层流状态。根据几何学可知，直径相同的粒子堆积时具有最大的孔隙率。直径相同的球形粒子在空间以立方体形式排列时，孔隙率为47.6%；以正斜方形式排列时，孔隙率为39.5%；以楔形四面体形式排列时为30.2%；以菱面体排列时，孔隙率最小，为25.9%。当粒径不相同的粒子堆积在一起时，粒径小的颗粒可以充填到大颗粒之间的孔隙里，使得混合物的孔隙率变小。

煤矸石山的孔隙率对其氧气传输有很大影响，表现在对煤矸石堆透气性的影响（一般用渗透率K表征）。通过对煤矸石山氧气传输途径的研究表明，空气在煤矸石山中的流动，一方面取决于风压（包括自然风压与热风压，主要是热风压），另一方面取决于煤矸石堆的渗透率。因此可以认为，用煤矸石山渗透率的大小可表征煤矸石堆供氧条件的好坏，而煤矸石山渗透率的大小与煤矸石的粒径分布、粒度、形状有关，粒度组成在一定程度上决定了孔隙率的大小，颗粒的大小和形状则决定了空气流通孔道的大小和粗糙度。

实验表明，煤矸石堆的渗透率K与堆积煤矸石的孔隙率及它的平均有效直径d有密切关系：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：K——煤矸石堆中的渗透率，m

2

或darcy；

ε——指煤矸石堆的孔隙率，%；

d——煤矸石的平均粒径，m；

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

由于不同的煤矸石具有不同的风化性质，所以在一定程度上影响着煤矸石堆的透气性。资料表明，经一年风化后的煤矸石山，表层煤矸石的粒径有80%在45mm的范围之内，可以认为，煤矸石山表层的煤矸石经快速风化后的粒度组成可以代表煤矸石山表层的颗粒组成。从上式可知，由于煤矸石的风化作用使煤矸石粒度减小，空气在煤矸石山堆中的渗透能力会发生变化。也由此可知，如果煤矸石山表层覆盖不同粒径的土质材料，也会改变煤矸石山中空气的渗透能力。

另外，根据流体在多孔介质中流动的达西定律可知，气体在多孔介质中的渗透率由气体的粘度、渗透距离、气体流速和压差所决定：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

式中：K——煤矸石堆的渗透率，m

2

或darcy；

μ——气体的动力粘度，Pa·s；

L——气体在煤矸石山水平渗透的距离，m；

v——气体在煤矸石堆中的渗透，m/s；

ΔP——压差，Pa。

因此，由上述的二式可以求得自燃点所处的位置距煤矸石堆斜面边坡的水平距L为：

自燃煤矸石山治理与生态重建技术

另外，因煤矸石山的自然安歇角为36°～60°不等，所以煤矸石山的潜在自燃点位置距斜坡表面的水平距离L与其临界深度h

临

的关系可近似表示为L/h

临

等于1.2～1.7。假设煤矸石山自燃点的临界深度为3.5～4.5m，则该点距斜坡表面的水平距离应为4.2～7.7m。

综上所述，煤矸石山的自燃，可通过改变煤矸石堆体的孔隙率或改变堆体表层覆盖物的粒径，来改变煤矸石山自燃条件，达到防止煤矸石发生自燃的目的。

五、煤矸石山发生自燃的临界风速

煤矸石氧化需要氧气，只有当外界的供氧速率大于某一临界值时，氧化反应放出的热量大于散热速率，热量才可能被积聚起来，使煤矸石发生升温。若达不到这一临界值，反应放出的热量会通过传导、对流等途径全部散失到周围环境中，不会发生自燃。当反应放出的热量小于散热速率时，煤矸石就会逐渐冷却。这一临界值为临界风速。

煤矸石山中风流的作用是双方面的，它既供给煤矸石反应所需的氧，又会带走煤矸石反应生成的热量。所以临界风速有上限与下限值，当风速超过上限时，反应生成的热量会全部带走。对于煤矸石来说，不可能通过增大矸石堆的透气性的方式作为防治自燃的措施，所以关键的是临界风速的下限值。

临界风速与可燃物的物理化学性质及环境条件有关。国内外都有学者对煤堆中的临界风速进行过研究，但研究结果相差极大。经试验，阳泉煤矸石山中空气流速为4.4×10

-5

m/s时，煤矸石没有发生燃烧，因此可以认为煤矸石山中的空气流速低于它时，不会发生自燃，这是一个比实际值偏小的临界流速。阳泉煤矸石的自燃临界温度为80℃，由前面式（5-3）和式（5-4）分析，此时煤矸石山对应的渗透率应小于4.2×10

-10

m

2

。而对于已发生氧化反应并升温的煤矸石山，堆体内部煤矸石温度高，热风压大，要保证热对流小于空气的临界流速，对煤矸石山的渗透率要求更为严格。在煤矸石山内部温度为630℃时，煤矸石山的渗透率应小于2×10

-10

m

2

。

　桌子山阿不切亥沟寒武系层序地层分析

优质回答一、沉积地层及沉积相

本区寒武系地层上统发育，剖面位置参见图2-6。中统含毛庄组、徐庄组和张夏组，上统仅含崮山组。各组地层简述如下：

1.毛庄组（1～9层）（O

1

m,60.7m）

上部深灰色、绿灰色页岩、石英、粉砂岩，夹灰色白云质灰岩，中部为灰白色石英细砂岩、中砂岩夹含磷细砂岩、粉砂质泥岩及深灰色白云质灰岩，含腕足类及三叶虫化石。底部为深灰色、灰色块状白云岩、白云质灰岩，具铁质风化壳，与前寒武系地层呈平行不整合接触（图3-4）。

毛庄组三叶虫及腕足类化石主要有：Lingulella sp.,Probowmania sp.,Plesiosoleoparia ruichengensis（gen.et sp.nov.）,Shantungaspis sp.（山东盾壳虫未定种），Luaspides sp.nov.。其中山东盾壳虫在整个华北地区均为毛庄组的常见化石之一。

对于毛庄组归于下寒武统还是中寒武统仍无定论（李克勤，1992），有的专家归于中寒武统（王鸿祯，1980），有的学者认为属于下寒武统（冯增昭等，1991）。盛一夫和项礼文（1981）认为，在毛庄组发现了大量褶颊虫，并且莱得利基虫基本消失，即使在个别地方存在、也是残存的孑遗分子。由三叶虫的发育看，毛庄组是一个独特的发展阶段，与徐庄组的亲缘关系更为密切。实际上，并不是个别地方的毛庄组有莱得利基虫（冯增昭等，1990）。如果强调有莱得利基虫，毛庄组应归下寒武统；如果强调大量出现的褶颊虫，毛庄组应属上寒武统（冯增昭等，1990）。从岩石学及沉积相的角度，在华北地区毛庄组与馒头组的相近性更大些。毛庄组以陆源碎屑沉积为主，而徐庄组已向碳酸盐沉积转化；同时毛庄组和徐庄组各含深色页岩沉积，它们所占的时间跨度很大；另一方面早寒武世是不断海侵的过程，毛庄组比徐庄组分布范围小的多，且下寒武统普遍有含磷页岩；因而，本文将毛庄组暂归于下寒武统（图3-4）。

毛庄组沉积环境以滨外砂坝和开阔陆架（含深水泥质沉积）为主。

2.徐庄组（0

2

x,111.3m）（10～24层）

上部灰色、深灰色薄层状微晶灰岩、含泥质灰岩、泥质条带状灰岩与疙瘩状灰岩、鲕粒灰岩的不等厚互层沉积。下部以灰绿色、深灰色页岩沉积为主，局部夹葛万藻灰岩、生物屑灰岩及粉砂质页岩。产三叶虫、腕足、双壳类及海豆芽等化石：Shuiyuellasp.nov.,Anomocariidae gen.,Tsinaniidae gen.,Inouyops sp.nov.,Proasaphiscidae gen.,Manchriella sp.,Proasophiscus sp.,Wuxunaspis sp.,Ptychopariidae,Lingulella,Girvanella（葛万藻）等。

徐庄组灰泥质粒状灰岩（以下简称泥粒岩）为碳酸盐浅滩相，灰泥岩、泥灰岩为开阔台地相，深色页岩为深水陆架相。

3.张夏组（O

2

z,158.8m）（25～64层）

灰色菊花状砾屑灰岩、竹叶状灰岩为主，夹深灰色薄层含泥质条带灰岩、泥灰岩、鲕粒灰岩及钙质页岩。产三叶虫、腕足及双壳类化石：Damesellasp.（德氏虫未定种），Ano-mocariidae gen.,Solenpariasp., Obolus sp.,Proasphiscidae gen.,shuiyuella sp., Lingulellasp.,Acrotreta sp.,Solenopleuridae gen.等（图3-4）。

张夏组竹叶状灰岩在华北地区普遍可见，属于潮下带或台地边缘滩相；菊花状砾屑灰岩可能属于风暴作用的产物，环境上位于外台地。

4.崮山组（O

3

h,115.2m）（65～91层）

以灰色、深灰色灰质白云岩为主。中部为灰色薄层状微晶灰岩与竹叶状灰岩互层沉积。产三叶虫、腕足等化石：Acrotreta sp.,Lingella sp.,Blackwelderia sp.，（蝴蝶虫未定种），Homagnostus sp.,Damesella sp.（德氏虫未定种），Anomocariidae gen.,Taitzuia glabella等。此期以局限台地、潮坪相为主。

二、层序地层分析

碳酸盐岩沉积层序的特征，包括层序边界（SB）的性质及标志、最大洪泛面与密集段、体系域类型、地层叠加型式等，均与台地的性质与位置有关。鄂尔多斯盆地是一个古生代地台及台缘坳陷与中新生代台内坳陷叠合的克拉通盆地。在早古生代盆地经历了混合型缓坡→清水型缓坡→镶边陆架—末端陡倾的缓坡→坳拉槽—蒸发岩台地的发育历程。在I层序边界形成时陆架坡折之上处于侵蚀、下切和暴露状态，其下可能发生斜坡前缘侵蚀或其它水下侵蚀作用，沉积响应为不整合或不谐调，在盆地环境也见整合或谐调关系。

在鄂尔多斯盆地的早古生代沉积层序内，除前述的层序边界特征外，还可见到如下边界特征（图3-5）。在早古生代鄂尔多斯盆地多位于台地内部，下切谷是该盆地的I型层序的重要识别标志，它指示了大规模或较大规模的相对海平面下降之后，在台地上发生了下切侵蚀作用。下切谷内往往充填碎屑流沉积，与周围地层呈不协调接触关系。以桌子山寒武系SB4为例，下切谷切入下伏地层内，层序边界之下具有削截现象，谷内充填约1m厚的碎屑流成因的砾屑灰岩，砾屑大小不一，几至几十厘米，成分混杂，含鲕粒岩、藻灰岩、页岩、粒泥岩等，侧向很快消失并略呈“V”型（图3-5a,b）。

图3-5部分沉积层序边界特征

a—桌子山寒武系SB4，下切谷切入下伏地层内，谷内充填约1m厚的碎屑流成因的砾屑灰岩；b—桌子山奥陶系SB15处的下切谷；c—沁源剖面亮甲山组SB4附近的喀斯特；d—南坪奥陶系SB7处碎屑滨岸沉积覆盖在层序边界之上，并切入下伏地层中，其下有削蚀特征；e—桌子山寒武系SB5整合部位，层序边界位于相带转换部位；f—桌子山奥陶系SB24上覆盖浊流成因的盆底扇和斜坡扇沉积

台地或陆架出露地表时，下伏地层遭受剥蚀，剖面上显示为地层顶部的削蚀或地层的缺失常有铁质风化浸染与古溶洞等标志（图3-5c）。

低水位期，海底成岩作用沿着孔隙水带向盆地迁移。由于地层暴露，在大气淡水作用下发生的调整白云岩化或者大气淡水与海水混合形成混合白云岩化作用，使位于大气水带或混合带的原海进和高水位期沉积物发生广泛的白云岩化，例如沁源县上寒武统SB8,9,10之下均出现巨厚的可供工业利用的白云岩。长期暴露出现深切下部的喀斯特，例如沁源县剖面亮甲山组SB4（图3-5c）、SB5附近所见。高水位期发育的喀斯特较小，在干燥气候条件下，层序边界之下出现蒸发盐胶结物和小喀斯特，例如南坪下马家沟组SB9,SB10之下具有盐类和石膏胶结物。地层暴露期间还发生氧化作用，层序边界附近见赤铁矿、褐铁矿，例如西缘寒武系SB1出现的古风化壳。

鄂尔多斯盆地的发育背景基本上为缓坡背景。缓坡台地没有一个明显的陆架坡折，坡度极缓（＜5°），在物源充分的条件下，砂质滨岸或海陆过渡相碎屑沉积发育，甚至覆盖大部分台地，见河流下切台地现象，例如南坪奥陶系SB7处（图3-5d），碎屑滨岸沉积覆盖在层序边界之上，并切入下伏地层，其下有削蚀特征。SB7是一个巨大的不整合，在区域上可以广泛追踪。西缘三道坎组的SB1,SB2,SB3,SB4之上均覆盖砂质滨岸或海陆过渡相沉积。

在早古生代，盆地的东缘以缓坡台地为主。海平面下降时，邻近的碳酸盐岩可以成为物源，由辫状河或陆上碎屑流搬运在近岸或岸上堆积。见于南坪奥陶系SB8之上，有下切作用，沉积物已白云岩化，其颗粒（砾屑和砂屑）及胶结物均为碳酸盐岩，属于近岸带的碎屑流沉积。

台地内层序边界之上一般沉积型式呈退积式，准层序依次向岸上超。台地内部层序边界上、下沉积相会发生某种变化。当早期高水位期沉积为并进型时，其后海进期的相带偏深；当早期高水位期沉积为追补型时，其后海进体系域呈现浅水沉积。例如桌子山寒武系SB2，其下为外台地泥页岩，其上为内台地生物屑灰岩，SB5整合部位之下准层序组呈向上变深的退积式，白云质竹叶状灰岩向上变薄。层序边界位于相带转换部位（图3-5e），横向上追踪对应于削截不整合。

在桌子山地区，陆架坡折附近的（无论哪种背景）层序边界之上均会出现藻灰岩、生物屑灰岩或鲕粒灰岩，这些沉积物形成陆架镶边。在缓坡背景下，低水位砂质滨岸可见。

在斜坡和盆地背景下，层序边界附近具有水下侵蚀作用特征，层序边界之上可能覆盖由斜坡前缘侵蚀作用形成的大规模碎屑流沉积，例如桌子山奥陶系SB19之上有3～5m厚的滑塌－碎屑流沉积。这类碎屑流沉积不同于高水位体系域的同类沉积，前者层厚，可以追踪，后者层薄、横向上很快尖灭。在坳拉槽发育阶段，水下侵蚀面之上覆盖浊积岩（盆底扇或斜坡扇）。盆底扇为厚层块状浊积岩，具有完整的鲍马序列；斜坡扇为薄层浊积岩，具有鲍马序列C段的沉积，例如桌子山奥陶系SB24,SB25及SB26之上的盆底扇或斜坡扇沉积（图3-5f）。

在陆架坡折或台地边缘之下、层序边界之上还会出现外陆架－上斜坡泥灰岩、钙屑浊积岩、等积岩等。在干燥气候条件下，缓坡或陆架上可能有旱谷、风成沙丘、蒸发岩、潮坪及潟湖沉积。

所述均为I型层序边界特征。Ⅱ型层序边界形成时，仅内台地出露地表，外台地和台地边缘只经历过短暂的暴露。一般无下切谷，淡水成岩作用规模小，见不稳定矿物的溶解、新月型丘与渗滤豆等渗滤组构，白云化规模不大，常见滨岸沉积向盆地迁移。陆架边缘体系域呈准加积式或准前积式。

沉积层序内的另外两个重要界面是最大海泛面和首次洪泛面。在台地上，首次洪泛面多与不整合面重合。在不重合的地方出现海进滞留砾石，例如半固结的内源碎屑与固结的外源砾石，同时介屑顺该面富集，具向上水质变清的证据。最大海泛面与密集段相联系，纯碳酸盐岩层序中密集段不典型，典型的密集段由颜色偏深的泥页岩、泥灰岩组成。密集段向陆减薄甚至消失，向盆地方向加厚，例如西缘乌拉力克组层序19、20、21密集段，均由很厚的暗色笔石页岩组成，它们混合成一个复合密集段，其生烃潜力很大。由泥灰岩组成的密集段，地貌上草木横生、风化层理极薄，有时见由纹层显示的弱下超现象。

体系域是以它们在层序内的位置及以海泛面为界的准层序组和准层序的叠置方式来定义的。每个体系域发育于海平面升降旋回的特定阶段，体系域内部发育一系列特定的沉积体系。一个完整的层序由低水位（陆架边缘体系域）、海进和高水位体系域组成。在鄂尔多斯盆地，大多数层序属I型层序，也有若干Ⅱ型层序。台地边缘和台地内部的体系域特征明显不同（图3-6）。

图3-6典型层序的体系域特征

a—Ⅰ型层序台地内部体系域特征，西缘奥陶系层序3;b—I型层序台地内部体系域特征，西缘寒武系层序6;c—I型层序台地边缘体系域特征，西缘奥陶系层序3;d—I型层序台地边缘体系域特征，桌子山奥陶系层序10;e—I型层序斜坡和盆地背景体系域特征，LST巨大的滑塌—碎屑流沉积，桌子山奥陶系层序19;f—I型层序斜坡和盆地背景体系域特征，LSr为厚层—块状浊积岩（盆底扇）及夹于泥岩中的薄层浊积岩（斜坡扇），桌子山奥陶系层序24;g—Ⅱ型层序体系域特征，桌子山寒武系层序7;h—Ⅱ型层序体系域特征，西缘奥陶系层序11;1—页岩；2—砂岩；3—白云质灰岩；4—藻灰岩；5—生物屑灰岩；6—鲕粒灰岩；7—燧石灰岩；8—竹叶状灰岩；9—砾屑灰岩；10—层序边界

（1）I型层序台地内部体系域特征：台地上的低水位体系域（LST）以充填于下切谷的碎屑流沉积为典型（例如阿不切亥寒武系层序4），西缘奥陶系层序1～4及东缘层序7具有此类沉积。缓坡台地具有砂质滨岸或海陆过渡相沉积（图3-6a），见河流下切现象。在干旱气候条件下，有时见陆上碎屑流沉积或很薄的蒸发岩类（图3-6b）。海进期发育台地相、浅滩、潮坪等沉积（图3-6b）由3～8个准层序组成，向岸超覆，一般为追补式，向陆渐变为并进式。高水位体系域（HST）除区域性海进期（例如寒武系层序6）呈追补式外，一半呈并进式，具有3～14个准层序，含台地相、滩礁相、过渡相、潮坪等碳酸盐岩或砂滩沉积（图3-6b），通常具有不同程度的白云岩化。

（2）I型层序台地边缘体系域特征：LST不发育，缓坡背景见（如西缘奥陶系层序3）碎屑滨岸沉积，并发育碳酸盐浅滩（例如桌子山寒武系层序3，图3-6c）；镶边陆架背景（例如桌子山奥陶系层序10）见白云质灰岩（图3-6d）。海进体系域（TST）出现藻粘结岩隆（西缘奥陶系层序8～11）及台地边缘滩，横向上向岸渐次迁移。一般密集段仅在缓坡背景区域性可容纳空间增长期发育（图3-6c）。HST以并进体系为主，岩隆仍发育，白云岩化程度较高，横向上向盆渐次迁移；在混合缓坡背景，见白云岩化生物屑灰岩；有外台地和上斜坡沉积。

（3）I型层序斜坡和盆地背景体系域特征：发育于中奥陶世。LST特征显著，一为巨大的斜坡前缘侵蚀形成的滑塌—碎屑流沉积（如桌子山奥陶系层序19），区域上可以追踪（图3-6e）；二是厚层—块状浊积岩（盆底扇）及覆盖其上夹于泥岩中的薄层浊积岩（斜坡扇，图3-6）。海进和高水位体系域呈追补式，深水泥质沉积占主导地位，笔石类化石丰富，夹外台地薄层灰岩，钙屑浊积岩，薄层碎屑流沉积和等积岩，其中碎屑流沉积横向分布不稳定。

（4）Ⅱ型层序体系域特征：区内Ⅱ型层序发育于镶边陆架和缓坡区的海进期，例如桌子山寒武系层序7，区域上层序边界之下均见追补式外台地泥页岩；奥陶系岩隆体系中Ⅱ型层序也多见，如层序6,8和11。陆架边缘体系域很薄，准层序组多呈准加积式，前者含竹叶状灰岩、含鲕粒灰岩等，后者发育生物屑灰岩（图3-6g,3-6h）海进和高水位体系域特征同I型层序。

根据野外沉积学分析及室内镜下鉴定，阿不切亥沟寒武系地层共划分出8个层序（这样缩写后，图上仍是SB1,SB2……等等，而不是Sq1,Sq2……等等，造成了混乱，故编者仍改回SB……序列）（图3-7）。

1.SB1（O

1

m,1～4层）

层序1由毛庄组下部地层组成，厚约36.7m。其层序底部边界与寒武系底界重合。震旦纪时，由于晋宁运动的影响，鄂尔多斯地块隆起，至寒武纪早期，发生海侵，且范围逐步扩大，桌子山一带，毛庄期始发生沉积，故层序1边界具有明显的不整合证据。第一，地层缺失或被侵蚀，相当于华北地区的猴家山组和馒头组不存在；第二，存在证据确凿的暴露不整合的证据，在底部边界上具有约40cm的风化壳，其特征是具有氧化铁残存物、风化淋滤粘土、石灰华等暴露标志，典型特征是棕红色赤铁矿不规则顺层分布，在桌子山地区可以广泛追踪。因此，层序1是一个I型层序。

层序1在剖面上显示的低水位体系域（LST），除风化壳外，还有下切谷。下切谷在剖面上呈凹凸不平状，并与海进体系域（TST）联系在一起。海进体系域以砂滩沉积为主，晚期变为外陆架泥页岩沉积，具有比较清楚的退积式结构（图版Ⅰ－6）。

该层序高水位体系域（HST）早期以深水泥质沉积为主，晚期间互砂坝类沉积，总体上显示前积作用。前积趾端泥页岩属于密集段。

2.SB2（O

1

m—O

2

X,5～12层）

层序2包括毛庄组上部地层和徐庄组下部地层，厚约40.4m。

层序1高水位期以“并进型”沉积为主，末期海平面下降，沉积环境由原来CCD面之下变为上升到CCD面之上或其附近。该处位于靠海部位，水体相对较深，未发现碎屑流沉积或其它低水位体系域沉积。其海进体系域底部由含生物屑灰岩组成，与下伏地层呈平行接触关系；它由4～5个准层序组成一个退积式准层序组，特征是准层序的厚度向上越来越厚，灰岩向上变薄，泥页岩向上变厚。每个准层序是由下泥岩上灰岩变浅序列组成。代表密集段的沉积为第8段的黄绿色页岩（图版Ⅱ－8）。高水位体系域约含7个准层序，为加积式准层序组，但下部近密集段处有前积现象，由页岩和薄层生物屑灰岩组成。

该层序缺失相当于低海平面期的沉积，故可能为I型也可为Ⅱ型层序，但相应层序在东缘南坪剖面见砂砾岩，推测为I型层序。

图3-7桌子山阿不切亥沟寒武系层序地层分析

3.SB3（O

2

x,13～22层）

层序3由徐庄组中部地层组成，厚约70.4m。层序3下部约30m为鲕粒灰岩、生物屑灰岩和颗粒灰岩。据Handford和Loucks（1993）关于混合沉积背景的缓坡模式，在低水位期发育碳酸盐浅滩。本区此期属于混合沉积缓坡台地，故这些颗粒灰岩、鲕粒灰岩属于低水位体系域。海进体系域以出现葛万藻灰岩为标志，鲕粒灰岩逐渐变薄变少，泥页岩含量越来越多。该层序的密集段以深黄绿色的页岩为标志（19层）。高水位体系域由页岩逐渐变为中至薄层状鲕粒灰岩、薄层状竹叶状灰岩和泥灰岩。根据缓坡模式，该层序属I型层序。

续图3-7桌子山阿不切亥沟寒武系层序地层分析

续图3-7桌子山阿不切亥沟寒武系层序地层分析

1—白云岩；2—粉砂岩；3—白云质泥灰岩；4—竹叶状白云质灰岩；5—泥岩；6—生物灰岩；7—泥灰岩；8—鲕状灰岩；9—腹足类；10—三叶虫；11—燧石条带灰岩；12—藻灰岩；13—疙瘩灰岩；14—砾石；15—灰质白云岩；16—细砂岩

4.SB4（O

2

x,23～29层）

该层序主要由徐庄组上部地层组成，含少量张夏组底部地层，厚约36.7m。层序4低水位体系域由生物屑颗粒灰岩组成，其中生物屑含量可达60%，厚10.9m。层序边界之下见清晰的削截结构，且低水位颗粒灰岩呈凹凸不平状，厚薄亦不均一，故低水位体系域部分属“下切谷”充填物，该层序属I型。其海进体系域以泥灰岩、生物砾屑灰岩、竹叶状灰岩为主。该层序与上述3个层序的区别在于由原来的混合沉积背景转变为纯碳酸盐岩沉积背景，故密集段的特征不典型，与最大洪泛面对应的特征是地貌上风化程度高，覆盖物多。高水位体系域的最大特征是竹叶状灰岩增多、层厚增大、颗粒（内碎屑）含量增大，并见菊花状砾屑粉砂岩。

5.SB5（O

2

z,30～46层）

层序5主要由张夏组下部地层组成，厚约64.4m。层序边界之下见削截现象，30层出现薄层砂岩；首次海泛面位于34层附近，地层侧向变薄，具有顶超结构；推测属于Ⅰ型层序边界。该层序沉积时，地处台地内部，未见明显的低水位期沉积。海进体系域由向上变浅的6个准层序组成，每个准层序由薄层灰泥岩夹砾屑灰岩的韵律沉积、顶部的厚层颗粒灰岩（鲕粒或砂屑灰岩）组成。由于从层序5开始，沉积物以碳酸盐岩占主导地位，故密集段的特征不典型，但仍有显示最大海泛面的下超现象存在。高水位体系域特点总体上显示并进式沉积，愈向上灰岩厚度愈大、砾屑灰岩渐占统治地位。

6.SB6（O

2

z,47～62层）

层序6包括张夏组上部地层，厚约74.6m。层序5高水位末期，海平面发生下降，造成层序6底界具有明显的不整合（削截）及侧向整合，边界之上具有显著的上超现象，同时边界形成时具有一定的构造抬升作用，故属I型。层序6低水位体系域具有缓坡台地碳酸盐浅滩沉积，剖面上表现为47～48层厚层砂屑灰岩和砾屑灰岩。海进体系域以地层超覆为特征，沉积物以生物屑粒泥岩为主。相当于海平面上升速率最大期，该区才形成连续统一的沉积。其上以灰泥岩为主（高水位体系域），夹砾屑灰岩（具菊花状构造），含生物屑，具有潜穴或生物拢动现象，宏观上显示下超结构，这种沉积代表高水位体系域早期追补型沉积及密集段的沉积。高水位晚期以并进型沉积体系为主，含约40套砾屑灰岩夹灰泥岩或粒泥岩，下部菊花构造发育，而上部以“竹叶状”构造为主。

7.SB7（O

2

z—O

3

h,63～71层）

层序7由张夏组顶部地层和崮山组下部地层组成，总厚约71.3m。

该层序未见特征的低水位体系域沉积，可能属于Ⅱ型层序。层序边界之上为厚层状疙瘩状灰岩，风化程度高，成白灰色，土黄色，代表海进体系域的沉积。层序边界之下的灰岩较纯，风化程度较低；且砾屑灰岩中含菊花状构造，层序边界之上无此特征，表明水体突然变浅而缓慢上升。代表最大洪泛面附近的沉积为64层深灰色泥质微晶灰岩。高水位体系域下部为白云岩和白云质灰岩，前者地貌上呈陡崖，后者风化成洞；中部为薄层状白云质灰岩与钙质粉砂岩不等厚互层、白云质竹叶状砾屑灰岩；上部为中—薄层砾屑灰岩白云质灰岩、白云质疙瘩灰岩；均代表滨岸带附近的沉积。

8.SB8（O

3

h,72～89层）

层序8由崮山组地层组成，总厚97m。该层序边界之上无白云质沉积，而其下有大套白云岩；层序边界之上准层序组呈退积型，表现为砾屑灰岩愈向上愈薄，粒泥岩和灰泥岩愈向上愈厚。层序边界之下有巨厚的白云岩，表明海平面发生过快速下降，长期发生白云岩化，其上的退积式结构表明海水快速上升，其层序边界为I型。

该层序区内未发现低水位体系域。退积式的颗粒灰岩、泥粒岩与灰泥岩不等厚互层沉积，属于海进体系域。密集段由76层的泥灰岩、钙质页岩和少量粉砂岩组成，特征比层序7的密集段典型。高水位体系域总体呈前积式结构，白云质成分增加，最后变为奥陶系底部滨岸砂岩，即顶部边界与寒武系顶界重合。上寒武统长山组和凤山组缺失，故该层序顶界是一个I型边界。

三、小结

（1）桌子山地区阿不切亥沟寒武系地层共划分出8个层序，其中含6个I型层序、1个Ⅱ型层序和1个性质不确定层序（表3-5）。

（2）各层序边界的主要识别标志见表3-4,3-6。包括：①地层缺失或具有明显的削截现象；②暴露标志，例如古风化壳、强烈的白云岩化等；③沉积环境水体较深突然变浅；④由清水环境变为混水环境等等。

表3-5阿不切亥沟寒武系层序边界性质及主要识别标志

表3-6阿不切亥沟寒武系各密集段的特征＊

＊密集段编号与层序（SB）编号对应，例如1号为层序1的密集段。

（3）寒武系底界和顶界与层序边界吻合。下寒武统缺失猴家山和馒头组地层，底部边界处存在古风化壳，是一个区域不整合面。上寒武统缺失长山组和凤山组地层及下奥陶统缺失冶里组和亮甲山组地层，寒武系顶界处具有大套白云岩、其上转化为砂质滨岸沉积及铁质风化物，也是一个区域不整合面。

（4）寒武系中统和上统、中统和下统之间分界与层序边界不相吻合，原分界处往往是密集段及其邻近的产物。

（5）组与组之间分界与层序边界不相吻合。各组的标准化石（以山东张夏标准剖面为例）有：毛庄组的山东壳虫；徐庄组的柯赫氏虫、孙氏盾壳虫、毕雷氏虫、毛孔野营虫等；张夏组的德氏虫、小裂头虫等；崮山组的蝙蝠虫、蝴蝶虫等。这些标准三叶虫化石在区内相应组均有一定出现，例如山东壳虫、德氏虫、蝴蝶虫等。这些化石在山东张夏、本区、关中梁山、陕西韩城等剖面上，均作为组内主要分层依据，但往往组与组之间有一段缺标准化石区，甚至原野外填图将白云岩、砂岩等出现作为分界，而原组的分界考虑不整合的因素甚少，因此按层序分层的边界往往位原组分界的之上或其下层位处。

（6）密集段以陆源碎屑沉积之页岩典型，纯碳酸盐岩中不典型，较典型者为泥灰岩（表3-6）。8个密集段中4个较典型，2个不典型，2个比较典型。

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