生物煤層氣

❶ 煤層氣成因

1.煤層氣的形成過程

煤層氣主要有生物成因和熱成因兩種成因機制。低煤階泥炭和褐煤具有較高的孔隙度，含水量較高，在低溫條件下形成生物成因甲烷和少量其他流體。成熟度增加，水被排出，孔隙度減小，溫度上升到細菌生存的上限而使得生物成因甲烷減少，同時復雜有機質裂解作用釋放出甲烷和重烴，並伴有部分非烴氣體的形成。煤岩成熟度達到R_o＝0.6%時，熱成因烴類氣開始生成，並一直貫穿整個煤化作用過程（圖 11-1）（Clayton，1998）。

圖11-1 煤化作用過程中不同組分天然氣的產率

（據Clayton，1998）

目前開發的煤層氣均位於1500m以淺的淺部煤層，煤層多經歷了構造抬升作用，當煤層抬升到適合生物生存的溫度范圍時，煤層中有機質和CO₂在生物作用下轉變為甲烷形成次生生物氣，即使是高演化程度的煤岩，在抬升過程中仍有次生生物氣混入，表現為甲烷碳同位素值輕於-55‰，不同盆地、不同構造背景這種混入的程度有所差別（圖11-2）。

往往通過數值模擬和物理模擬預測煤的生氣潛力。早期由Macrae（1954）、Juntgen（1975）等提出的預測模型，通過觀察煤化作用過程中元素成分的變化，計算出甲烷的生成量和殘留在煤中的量。這些模型在後來的研究中廣為採用，並與其他模型進行對比。根據這些研究結果，煤的生氣潛力范圍為100～300L/kg（Juntgen，1975；Rice，1993）。

圖11-2 煤層沉積埋藏和抬升過程中不同成因煤層氣的形成

2.煤層氣的成因鑒別

經過40多年的研究，國內外對煤層氣的成因有了一定的認識，總體上將有機成因煤層氣劃分為三大類、五小類，分別是：生物氣，包括原生生物氣和次生生物氣；熱成因氣，包括熱降解氣和熱裂解氣；以及混合氣。這些分類主要採用煤層氣的組分組成、甲烷碳氫同位素組成、乙烷碳同位素以及煤岩熱演化程度等指標，通常採用圖示方法對煤層氣成因進行鑒別，典型圖版有 Bernard（1978）圖版、Schoell（1983）圖版、戴金星（1996）圖版和Whiticar（1999）C-D圖版，這些圖版均採用組分含量和穩定碳同位素或者甲烷碳、氫同位素的二維數據組合對煤層氣成因進行判別。

由於煤層氣的成因具有明顯的階段性和復雜性，不同地區、不同地質背景煤層氣成因類型不同，判別煤層氣成因時需綜合考慮各種因素。本節在前人研究的基礎上，根據實測數據，利用煤層氣成因判別常用的甲烷碳同位素、氫同位素和組分含量3個參數的信息，建立擴展的C-D鑒別圖版（圖11-3），結合研究區的地質特徵，對煤層氣的成因進行綜合判別。擴展的C-D鑒別圖版中，X軸和Y軸分別為甲烷的氫同位素和碳同位素，穩定同位素是煤層氣的指紋特徵，利用這兩者能夠比較好地分辨出生物氣和熱成因氣，以及生物氣中的不同作用類型，同時還能反映煤層氣所經歷的次生作用；圖版中以氣泡體積的大小表示煤層氣烴類氣體組分含量值，即C₁/C_2＋，烴類組分含量可以反映煤層的演化階段和煤層氣所經歷的次生作用等信息。

與以往的煤層氣成因判別圖版相比，擴展的C-D圖版除了能對生物氣（乙酸發酵，CO₂還原作用）、熱成因氣和混合氣進行判別外，還可以對低熟熱成因氣、熱降解氣和熱裂解氣進行區分。低熟熱成因氣地球化學特徵表現為分布在熱成因氣的范疇之內，其甲烷碳同位素為-40‰≥δ¹³C₁≥-45‰，比生物成因煤層氣δ¹³C₁略重，C₁/C_2＋比生物氣（小於4000）大，介於4000～10000之間，同時煤層熱演化程度較低，R_o在0.5%左右，如阜新盆地煤層氣屬於典型的低熟熱成因氣。熱降解氣的典型特徵是分布在熱成因氣范疇的中部，與低熟熱成因氣相比具有較重的甲烷δ¹³C₁值（大於-40‰）和δD值（-150‰≥δD≥-200‰），以及較小的C₁/C_2＋值（與生物氣C₁/C_2＋值相近），主要是因為煤層在熱降解氣生氣階段，以濕氣為主。聖胡安盆地煤層氣是熱降解氣典型的例子。熱裂解氣的標志是具有很高的甲烷δ¹³C₁值（大於-40‰）和δD值（大於-200‰），同時C₁/C_2＋值也很高，由於此階段天然氣的重烴組分等其他組分在溫度的作用下遭受了裂解，使甲烷含量相對增加，熱裂解氣的煤岩熱演化程度高，R_o在2.5%以上。

圖11-3 煤層氣成因擴展的C-D鑒別圖版

沁水盆地南部煤層氣的樣品均落在圖11-3所示圖版中熱成因氣的熱裂解氣以及與岩漿等熱事件有關的熱成因氣區域，即沁水盆地南部煤層氣以熱裂解氣與異常熱事件有關的熱成因氣為主。結合實際地質條件，沁水盆地南部煤層氣熱演化程度較高，R_o值在3.0%左右，達到了高變質無煙煤階段，如果假設研究區主要以單一深成變質作用為主，石炭-二疊系的煤層所處溫度在83～153℃之間，最大的R_o值不會超過1.5%，僅靠深成變質作用不能完全解釋沁水盆地南部煤岩進入高演化程度現象。研究區包裹體、磷灰石、鋯石裂變徑跡和礦物岩石學等方面均證明，區域岩漿熱變質作用是沁水盆地南部煤岩進入高演化階段的主要原因。岩漿熱事件使煤層溫度迅速升高，一方面會導致煤層生氣量的增加，另一方面使原先生成的烴類發生裂解。在晚侏羅世，燕山構造運動使沁水盆地煤層強烈抬升，造成煤層出露於地表並遭受地表水的滲入，原始煤層氣的同位素在水動力條件下發生分餾效應，構造抬升過程中煤層溫度和壓力的改變又可能發生煤層氣的解吸-擴散效應和生物改造作用，改變了原始煤層氣的地球化學特徵。因此，沁水盆地煤層氣為與岩漿相關的熱裂解氣，且經歷了次生改造作用。

與沁水盆地南部不同，韓城地區煤層氣的主要來源為熱降解氣成因，韓城地區煤層熱演化程度處於貧煤階段，R_o值在1.6%～2.2%的范圍內，屬於熱降解氣生成階段。在白堊紀末期，燕山構造運動使韓城地區煤層抬升，煤層出露並接受地表水的補給和滲入，水動力條件、生物作用及解吸-擴散作用使煤層氣發生同位素分餾效應。

阜新盆地煤處於低成熟熱演化階段，R_o主要分布於0.5%～0.6%之間，受輝綠岩牆侵入引起的接觸變質作用的影響，局部煤層R_o可達到1%以上。根據判別圖版，阜新盆地煤層氣主要屬低成熟熱降解氣，並有次生生物氣的混合。

❷ 煤層氣的生成

2.3.1 煤層氣生成機制

從總體上講，煤層氣的生成包括3個階段：①原生生物氣生成階段；②熱成因氣生成（含熱降解和熱裂解作用）階段；③次生生物氣生成階段。Scott（1994）依據鏡質組反射率值和產烴量，將煤層氣生成過程分為3個階段，此方案反映了煤成烴量的變化過程。戴金星等（1992）根據有機質成熟度，將煤成氣（包括煤層氣）的生成過程劃分為3個階段。本書根據煤有機質熱演化程度（R_max）及後生變化、烴組分產量和性質，將煤層氣生成過程劃分為4個階段，此類劃分基本反映了煤層氣生成的全過程。具體劃分意見如表2.2所示。

表2.2 不同研究者對煤層氣生成階段的劃分和依據

（據張新民等，2002）

在討論煤層氣生成的不同階段之前，有必要簡單闡述一下煤層形成的沉積環境。當有機質處在中位或高位沼澤時，以氧化環境（E_h＞0）為主，喜氧細菌作用占優勢，在其分解作用下，有機質開始腐爛分解為水分和二氧化碳等物質。在這種環境中，即使有機質十分豐富，也難以保存，也就不可能形成具有工業意義的煤層。而當有機質進入到厭氧層後，厭氧細菌作用占優勢，形成還原或強還原環境（E_h＜0）。此時大量有機質被保存下來，並堆積形成泥炭層。這一階段雖然也存在生物化學和菌解作用，並生成少量氣體，但由於上覆地層很薄或為鬆散的沉積物，不能起到保護封閉作用，這些少量甲烷也多逸散到空氣中。因此，目前國內尚沒有發現在泥炭層中具有較高的甲烷含量的實例，故本書未將泥炭化階段的作用列入生氣期。

2.3.1.1 原生生物氣生成階段

在泥炭至褐煤階段煤中有機質由微生物降解作用生成的氣體稱原生生物氣（或稱生物化學氣、細菌氣）。即有機質在未成熟階段，其 R_max≤0.50%（有人認為 ＜0.30%），此時煤層已經具備了一定厚度的蓋層（＜1500 m），其溫度約為50℃，經過甲烷菌群的分解，發生生物化學降解作用，生成以甲烷為主的氣態產物（CH₄，NH₃，H₂S，H₂O，CO₂等），僅含有極少量重烴氣，含量一般 ＜0.50%（或 ＜0.20%），為干氣，乾燥系數（C₁/C_2＋3）在數百以上。但由於褐煤中具有吸附能力的空隙為多核水分子所佔據，故煤層對甲烷的吸附性差。在煤層頂底板有厚層泥岩或緻密的岩層（如油頁岩）存在，並對煤層氣起良好的封閉作用時，煤層中才有可能保存並儲集一定數量的煤層氣。如我國撫新盆地，在煤層沉積之後，緊接著沉積了一層近百米的油頁岩層，將煤層覆蓋起來，使煤層中的甲烷得以封存。該區煤層的R_max為0.50%～0.75%，其含氣量為5.55～15.23 m³/t，平均為9.23 m³/t，比同煤級高出近1倍，說明本區甲烷有一部分可能是在褐煤階段生成的氣，並被保存在煤層中。又如美國鮑德河盆地，煤層R_max＝0.30%～0.40%，煤層氣含量僅為0.03～2.30 m³/t，然而由於煤層總厚達118m，蓋層條件較好，已成為具商業意義的氣田，並得到開發利用（Pratt et al.，1999）。我國目前對褐煤層煤層氣缺乏研究和了解，但從內蒙古大雁煤礦（2000年）發生瓦斯爆炸事故分析，說明褐煤層中含有一定量的甲烷，亦可形成煤層氣藏。

由泥炭到褐煤主要為細菌分解和發酵作用，減少CO₂，生成甲烷，其生成機制為

煤成（型）氣地質學

隨著煤層上覆地層厚度的不斷加大，其溫度場和壓力條件隨之逐漸增加，煤變質程度也不斷加深。當進入長焰煤階段，煤及其生成物在不同的熱催化作用下，開始了熱解生氣作用；一直到無煙煤Ⅱ、Ⅲ號（即R_max為0.50%～6.00%），煤的累計生氣量不斷增加。在肥煤、焦煤和貧煤階段為生氣的高峰期；隨著煤級的加深，出現了重烴和液態烴的生成過程，各種有機化合物和物理化學性質隨之變化，呈現δ¹³C₁值從低變質到高變質、由輕變重的特點（圖2.1）。熱解生氣作用又可分為熱降解和熱裂解兩個生氣階段。

2.3.1.2 熱降解氣生成階段

本階段為長焰煤到瘦煤階段，即R_max為0.5%～1.9%。此期由於腐殖型或腐殖泥型母質（乾酪根為Ⅲ、Ⅱ₂）溫度小於250℃，生成大量烴類物質，並以生氣為主，生油為輔，產出大量重烴氣，含量常大於3%。在氣、肥煤、焦煤階段，油、重烴和甲烷各自均有一次產出的高峰期。

圖2.1 煤的成烴模式和有關演化特徵

（據張新民等，1991，有修改）

2.3.1.3 熱裂解氣生成階段

本階段為貧煤和無煙煤階段即R_max＞1.9%，或＞2.0%，在高溫（250℃）條件下，殘余乾酪根、液態烴和部分重烴裂解形成甲烷，為重烴氣含量極低的干氣。由於在正烷烴中甲烷自由能最小，化學性質最穩定，而芳香烴在高溫（250～300℃）條件下，自由能低於環烷烴及正烷烴，故在過成熟或超過成熟階段，最終裂解產物主要是甲烷；重烴含量很低，一般＜2%。

熱模擬試驗結果證明，不同煤級的煤氣發生率和煤在不同熱演化階段的氣、液態烴產率是不同的（表2.3，2.4），產烴率隨著煤級增加和溫度的升高而逐漸增高。根據熱模擬試驗數據，尋找最佳煤級進行勘探是一個重要的地質因素。由於不同煤級的孔隙、裂隙、吸附性和滲透性不同，因此，選擇最佳煤級（即肥煤、焦煤、瘦煤）是開發利用所必須考慮的重要問題。

在煤化作用的各個階段中，煤具有不同的化學結構分子式。從褐煤到無煙煤，煤的芳香核環數量在逐漸增加，其縱向堆砌加厚，排列有序化。側鏈基（主要為烷基）和含氧官能團、含氮、含硫等官能團，在不同壓力和溫度作用下，不斷分解、斷裂，伴隨有烴類和非烴類氣體的產出。其生成機制為：

表2.3 我國部分煤的熱模擬試驗煤氣發生率數據 m³/t煤

*為綜合數據；**為引用國外文獻數據。 （據張新民等，1991）

表2.4 煤在不同熱演化階段的氣、液態烴產量及氣液比率

（據戴金星等，1992，經改編）

煤成（型）氣地質學

煤成（型）氣地質學

上述演變過程都是在熱力學條件下進行的，並不斷有CH₄生成。由於煤本身具有很大的內表面積，有很強的吸附能力，可以將生成的部分氣體吸附在煤微小顆粒的表面，形成自產自儲的煤層氣藏；其餘部分以游離態和溶解態運移出煤層，成為常規天然氣的重要氣源。

2.3.1.4 次生生物氣生成階段

Rice（1981）認為，次生生物成因氣可以發生在任何煤級中，即褐煤或更高的煤級。次生生物成因氣是一種後期細菌分解有機質生成的、以甲烷為主的氣體。在地殼變動中，深埋的煤層被抬升到地表淺部，溫度降低到小於50℃，由於帶有富足的單細胞桿菌群的地表水，沿裂隙向煤層滲透，在缺乏硫酸鹽的半鹹水或淡水（低pH值）的還原水介質環境中，將煤分解為簡單的有機質，再經厭氧細菌的分解作用形成CO₂和H₂，而CO₂和H₂在甲烷菌的合成作用後生成富¹²C的甲烷。Scott等認為，煤層中所發現的大部分生物成因氣體，都是次生成因的生物氣，它代表一種重要的煤層氣資源。自20世紀60年代以來，在俄羅斯西西伯利亞北部的中生代地層中發現了一系列次生生物氣大氣田；之後相繼在美國、加拿大等國家也發現了次生生物成因的大氣田。我國在「九五」期間，據陶明信等2000）研究認為，淮南新集礦區的煤層氣中有53%以上為次生生物氣。

2.3.2 煤層氣的組分及含量

表2.5 淮南煤田XS-02井煤心解吸氣組分測試結果

（據陶明信等，2000）

煤層氣是多種氣體的混合物。表2.5是淮南煤田XS-02煤層氣井不同煤層中煤層氣組分的分析結果，該結果用氣體質譜方法在MAT-271微量氣體計上分析采自煤心解吸試驗的煤層氣樣品而得到的，其組分數據均為扣除采樣過程中混入的大氣成分後的自然組分。從28組分析數據看，該井煤心解吸氣的烴類組分以甲烷為主，其含量介於55.11%～95.75%之間；重烴含量很少；乙烷含量變化於0.03%～0.42%之間；丙烷含量在0.04%～0.18%之間，且大多數樣品在儀器測試范圍內檢測不到丙烷。烴類組分的干濕指數（C₁/C_1～5）在0.997～1.0之間，說明為干氣。該井煤心解吸氣的非烴類組分主要為氮氣，其次為少量二氧化碳，以及微量氨氣和一氧化碳；一氧化碳屬有害氣體，但含量很低，只有0.02%～0.14%。表2.6是我國不同種類的煤層氣樣品用氣相色譜儀測定的氣體成分結果。其中的抽放煤層氣樣是指從井下瓦斯抽放鑽孔口或從抽放泵站出口採集的氣體樣品，解吸煤層氣樣是指從密封解吸罐中採集的氣體樣品，開採煤層氣樣是指從地面垂直開發井中採集的氣體樣品。所有氣成分分析結果都是無空氣基的。為了對比，表中也列舉了常規天然氣的成分。可以看出，各類煤層氣的成分中，除甲烷和重烴（如乙烷、丙烷、丁烷、戊烷）外，還有二氧化碳和氮氣。

表2.6 中國部分礦區煤層氣組分含量統計

續表

（據張新民等，2002）

為了進一步研究煤層氣的組分和含量，本書統計了所收集的煤田地質勘探、煤層氣開發井和礦井瓦斯抽放中測定的358個井田（礦）的煤層氣樣品，共涉及我國不同地質時代、不同煤級和不同礦區煤層氣樣品約6000餘組數據。統計結果表明，煤層氣（煤礦井中又稱瓦斯）組分中以甲烷含量最高，含量為66.55%～99.98%，一般為85%～93%；二氧化碳含量為0～35.58%，一般＜2%；氮氣含量變化極大，但一般＜10%。重烴氣含量隨煤級不同而變化，褐煤幾乎為零，氣煤、肥煤和焦煤含量最高，可達33.99%（雲南恩洪礦區老書桌、大坪、硐山井田），平均為1.0%～14.10%；在雲貴川地區龍潭組煤層中的含量較高，最大的為雲南恩洪礦區，其次是黔西和重慶地區，其他地區極微。總體看煤層氣中重烴氣含量不及常規天然氣中豐富。

據Scott對產自美國1380 多口煤層氣井的985個氣樣的分析，煤層氣的平均氣成分為：甲烷佔93.2%，重烴佔2.6%，二氧化碳佔3.1%，氮氣佔1.1%；平均發熱量為3.7×10⁷J/m³（Scott，1995）。

從上述可見，雖然各地區煤層氣的成分都是以甲烷為主，但在不同的含煤盆地，同一盆地的不同部位、不同煤級，以及不同煤層氣井之間，煤層氣的組成往往出現較大的差異。據Scott的研究發現，控制煤層氣成分的主要因素有：①煤的顯微組分，特別是富氫組分的豐度；②儲層壓力，主要影響煤的吸附能力；③煤的熱成熟度，即煤階；④水文地質條件，主要通過輸送細菌及生成生物成因的氣體而影響煤層氣的成分（Scott，1995）。

2.3.3 煤層氣地球化學特徵及意義

煤層氣（煤型氣）是煤經過生物和熱力學作用後生成的氣體，因此煤層氣的性質與煤層的形成母質類型和不同的沉積環境關系密切。同時煤層在經歷了煤化作用和變質過程後，使煤層氣的組分和物理化學性質與碳同位素地球化學等特徵亦具有較大的差別。不同成因的煤層氣具有不同的性質，因此對各種甲烷氣的區別是十分必要的，它對煤層氣的勘探開發具有重要的實際意義和理論意義。

2.3.3.1 煤層氣的物理化學性質

煤層氣中除甲烷之外，還有乙烷、丙烷、丁烷等及一些非烴類氣體（CO₂，CO，H₂S，NH₃，Ar等）。其主要物理化學性質見表2.7，從表中可見，甲烷與重烴氣在分子量、熱值、沸點、臨界溫度及分子直徑等參數上具有明顯的差別，但均為氣態、無毒、無色。烷烴氣與非烴類氣體的性質亦具明顯區別。

表2.7 煤層氣中常見組分的主要物理化學性質參數

①1 atm＝1.01325×10⁵Pa。 （據戴金星等，1992，經改編）

2.3.3.2 煤層氣碳同位素特徵

碳是組成煤、石油和煤層氣的兩個主要元素之一。碳同位素有兩個穩定同位素，即¹²C和¹³C，其豐度分別為98.87%～98.98%和1.02%～1.13%。δ¹³C是煤層氣的主要識別標志。

δ¹³C值由於在不同的成煤環境中由不同的母質類型形成，在後期又常受熱力學、物理化學和生物作用產生的同位素效應和分餾作用，使其發生變化。下面分別進行討論。

1）不同環境中各種生物碳同位素值：不同植物在淡水中生長和在鹹水、半鹹水中生長的δ¹³C值不同。淡水植物的δ¹³C值為－34‰～－8‰，跨度最大；而海生植物則偏重，δ¹³C值為－17‰～－8‰；海生動物、高山植物、熱帶和溫帶植物的δ¹³C 值較輕；藻類δ¹³C值為－24‰～－12‰。

2）各種烷烴碳同位素值：圖2.2 反映出烷烴的δ¹³C值是不同的。δ¹³C₁跨度大，為－91‰～－14‰，但主要分布在－54‰～－30‰之間；δ¹³C₂為－44‰～－19.9‰，主要分布在－38‰～－24‰之間；δ¹³C₃為－38.7‰～－11.8‰，主要分布在－36‰～－22‰之間；δ¹³C₄為－33‰～－20.8‰，主要分布范圍為－30‰～－24‰；生物氣 δ¹³C 為－91‰～－51‰；油型氣δ¹³C為－58‰～－30‰；煤型氣δ¹³C為－63‰～－13.3‰；混合氣δ¹³C為－36‰～－13‰。

圖2.2 中國天然氣烷烴和CO₂的δ¹³C₁值分布

（據於津生等，1997，有修改）

3）煤層氣δ¹³C與R_max的關系：油型氣和煤型氣均隨母質成熟度的加深其δ¹³C值隨之變重，但油型氣比煤型氣δ¹³C輕。圖2.3中煤型氣的δ¹³C₁，δ¹³C₂和δ¹³C₃值亦隨R_max值增大而變重，其中δ¹³C₁的變化幅度稍大，同時可以看出δ¹³C₁＜δ¹³C₂＜δ¹³C₃。

圖2.3 中國煤層氣δ¹³C₁、δ¹³C₂、δ¹³C₃與R_max相關分布圖

（據於津生等，1997）

上述例子說明煤層氣δ¹³C值變化與成煤環境、原始成煤質料和有機質熱演化程度密切相關。

4）油型氣和煤型氣同位素的區別：由於兩種氣的母質均為有機成因，但油型氣的乾酪根類型為Ⅰ和Ⅱ₂型（Ⅱ₂型乾酪根是以Ⅰ型為主，混有Ⅲ型的母質），煤型氣乾酪根為Ⅲ和Ⅱ₁型（Ⅱ₁型是以Ⅲ型為主，為混有型乾酪根）。其δ¹³C值分布見表2.8，油型氣的δ¹³C₁較煤型氣輕約－10‰，較δ¹³C₂、δ¹³C₃輕－3‰，同時較δD₁輕約－70‰；混合氣則介於二者之間。傅家謨等認為，當R_max為0.5%～4%時，同一成熟度煤成層（煤層氣）的δ¹³C比油型氣重2.5‰±；當R_max為0.5%～2.5%時，δ¹³C₁＞－30‰是煤型氣，δ¹³C₁≤－55‰～－43‰是油型氣；δ¹³C₂＞－25.1‰、δ¹³C₃＞－23.2‰是煤型氣；δ¹³C₂＜-28.8‰，δ¹³C₃＜－25.5‰為油型氣。於津生等認為油型氣δ¹³C₁分布范圍為－58‰～-30‰，陸相沉積區δ¹³C₁確認值為－50‰～－40‰，海相沉積區δ¹³C₁確認值為－50‰～－30‰。根據成熟度，油型氣可分為低成熟-成熟氣、高成熟氣和過成熟氣3種類型：低成熟氣的特點是與油伴生，重烴含量一般＞10‰，δ¹³C₁為－55‰～－40‰；高成熟油型氣與凝析油伴生，重烴含量一般為5‰～10‰，δ¹³C₁為－40‰～－35‰；過成熟油型氣為干氣，重烴含量 ＜5‰，δ¹³C₁為－35‰～－30‰。煤型氣中礦井瓦斯 δ¹³C₁＜－45‰，＞－20‰的情況很少；當δ¹³C₁為－45‰～－20‰時有兩種情況，其一是當δ¹³C₁＞－30‰時可確認為煤型氣，其二是當R_max＜1.5‰時，若δ¹³C₁＞－37‰也可確認為煤型氣。

表2.8 東濮坳陷天然氣同位素組成對比與鑒別

（據於津生等，1997）

5）原生與次生生物氣的主要區別：生物氣系指在還原環境中，由於細菌的降解作用生成的以甲烷為主的干氣。生物氣δ¹³C₁≤－58‰，也有人認為≤－55‰或＜－60‰，本書根據所測結果，認為δ¹³C₁＜－58‰為宜；重烴氣含量＜0.5‰或＜0.2‰，C₁/C_2＋3為170～250，缺丁烷。原生成因生物氣多發生在白堊紀—新生代地層中R_max＜0.5%的褐煤階段。次生成因生物氣一般指R_max為0.55%～6.0%的煤層中，由於後期生物的降解作用生成的氣體。其特點是煤層經過了不同程度的熱解生氣的作用，生成過熱成因氣。後來被抬升，使部分熱成因煤層氣散失。但對淮南新集礦的研究表明，該區煤層氣中既有次生生物氣，亦存在熱成因氣。陶明信等（2000）對新集礦區的8 層煤、18個樣品進行了分析研究，其R_max為0.85%～0.97%，δ¹³C₁為 61.3‰～50.7‰，平均為 56.6‰；δ¹³C₂為25.3‰～10.8‰，平均為 19.7‰；δ¹³C_CO2為 29.2‰～6.0‰，平均為 17.84‰；C₁/C_2＋3為99.5～99.9。根據δ¹³C₁＝40.49 lgR_max34.0的關系計算，生物氣佔53.8%～56.5%，熱成因氣佔46.2%～43.5%。生物成因氣中的原生和次生生物氣的區別目前利用δ¹³C₁值還難以區分，需應用綜合的手段，如地質背景、煤級和產狀等加以分析。

6）淺層氣、瓦斯和深層煤成氣碳同位素的區別：淺層氣指埋深小於1500 m的煤層氣，瓦斯即為煤礦井抽放出來的煤層甲烷，深層氣為埋深大於3500 m的煤層氣。由於埋深不同，其所處的地熱場也不一樣，煤級亦有區別，故導致了煤層氣的δ¹³C₁值的變化。瓦斯（抽放氣）的δ¹³C₁值由於採煤活動，可使外界的其他氣體（如CO₂）混入，使δ¹³C₁值為-63.4‰～-32.8‰，平均為-48.2‰。但不同煤級的瓦斯δ¹³C₁值是不同的，從褐煤到焦煤階段的瓦斯，其δ¹³C₁值為-63.4‰～-39.1‰；無煙煤瓦斯的δ¹³C₁為-41.1‰～-24.9‰；淺層煤層氣的δ¹³C₁值為-66.30‰～-40.3‰，平均為-56.7‰；深層氣δ¹³C₁值為 -37.3‰～-28.5‰，平均為 33.5‰（表2.9）。也就是說淺層煤層氣的δ¹³C₁＜瓦斯δ¹³C₁＜深層煤層氣δ¹³C₁，即為-56.7‰＜-48.2‰＜-33.5‰。從表中還可以了解到，同等煤級也同樣是淺層 δ¹³C₁（-65.54‰）＜瓦斯 δ¹³C₁（-56.2‰）＜深層氣 δ¹³C₁（-36.05‰），且氣煤煤層氣δ¹³C₁大於焦煤煤層氣δ¹³C₁。

表2.9 中國煤層氣碳同位素值統計

*為原石油部資料，其他為煤炭科學研究總院西安分院資料，2002。 （據張新民等，2002）

2.3.3.3 煤層氣地球化學特徵的研究意義

1）通過對煤層氣的生成過程、生成成因、組成成分的研究，已認識到煤層氣生成是一個復雜的過程，受諸多因素制約；且煤層氣的成分相當復雜，類型多種多樣。因此，研究其生成的機制，區別出不同甲烷的成因類型，對了解煤層氣的生、儲、運具有重要的勘探和理論意義。

2）對煤層氣物理化學性質的研究，對指導煤層氣的地質勘探、選擇有利區塊和確定靶區具有實際意義，同時對不同氣源的開發利用和經濟評價也是十分必要的。

❸ 什麼是煤層氣

在煤的形成過程中伴隨著3種副產品生成——甲烷、二氧化碳和水。由於甲烷是可燃性氣體，又深藏在煤層之中，所以人們稱它為「煤層氣」。

甲烷一旦產生，便吸附在煤的表面上。甲烷的產生量與煤層深淺有關。一般來講，煤層越深，煤層氣越多。

理想的煤層氣條件是：煤層深度300米~900米，覆蓋層厚度超過300米，煤層厚度大於1.5米，噸煤含氣量大於8.51立方米，裂縫密度大於1.5米／條為好。

開采甲烷的關鍵問題有2個：一是使甲烷從煤的表面解吸下來，一般是靠降低煤層壓力來解決，主要辦法是通過深水移走來降低壓力；二是讓從煤層表面解吸下來的甲烷順利穿過裂縫進入井孔。

煤層氣如果得不到充分利用，會帶來2大害處：一是在煤層開采過程中以瓦斯爆炸的形式威脅礦工的生命安全；二是每年全球有上千億立方米的瓦斯進入大氣中，對環境造成巨大污染。所以，在很早以前人們就想把煤層氣作為資源加以利用，讓它化害為利，這便是人們開發利用煤層氣的最初動因。

進入20世紀70年代後，受能源危機的影響，人們在尋找新能源方面的積極性空前高漲。在有天然氣資源的地方，天然氣備受青睞；在沒有天然氣的地區，煤層氣便成為人們尋找中的理想新能源。此外，隨著開采和應用技術的進步以及顯著的經濟效益，又給煤層氣的開發利用注入了新的動力。

開發煤層氣在經濟上的優越性表現在幾個方面：勘探費用低、利潤高、風險小、生產期長。其勘探費用低於石油的勘探費用，生產氣井的成本也較低。一般來講，煤層氣的鑽井成功率可達到90％以上，打一口井只需要2~10天。淺層井的生產壽命為16~25年，4米井的生產壽命為23~25年。

現有資料表明：全世界煤層氣資源為113.2×1012~198.1×1012立方米。國外對煤層氣的小規模開發利用始於上個世紀50年代，大規模開發利用則是從80年代開始的。

目前，美國煤層氣的開採在世界上居領先地位，每天煤層氣產量已超過2800萬立方米。中國煤炭儲量為1×1012噸，產量居世界首位，煤層氣資源為35×1012立方米，相當於450億噸標准煤，與中國常規天然氣資源相當，已成為世界上最具煤層氣開發潛力的國家之一。

❹ 煤層氣形成與分布

一、煤層氣的涵義及其邊界

煤層氣是一種非常規天然氣藏，具有與常規天然氣藏迥然不同的特徵，直接將天然氣藏的概念應用於煤層氣顯然不妥。根據煤層氣的具體特徵，結合前人的定義，本書將煤層氣定義為「受相似地質因素控制，含有一定資源規模，以吸附狀態為主的煤層氣，具有相對獨立流體系統的煤岩體」。由於煤層氣與其他非常規氣藏一樣，大面積連續分布，因此它也是連續性氣藏的一種。

通過對國內、外典型煤層氣的系統解剖，將煤層氣邊界系統歸納為五類:水動力邊界，風氧化帶邊界，斷層邊界，物性邊界，岩性邊界。

水動力邊界:以吸附態為主的煤層氣大部分通過地下水靜水壓力作用得以賦存，同時地下水的補給、運移、滯留、排泄控制了煤層氣聚集的基本單元。因此，地下水動力條件是煤層氣富集成藏的決定性因素之一。水動力邊界可細分為地下水分水嶺和水動力封堵兩種類型。地下水分水嶺的存在使其兩側的煤層氣處於不同的流體流動單元，分屬不同煤層氣。這類邊界在美國Utah州的中東部和中國的沁水盆地南部存在。地下水分水嶺的形成受構造控制，一般為背斜的軸部。水動力封堵邊界是最常見的煤層氣邊界，幾乎所有的煤層氣都存在。以地下水沿煤層露頭補給、向深部運移、形成一定高度的地下水水位、促使煤層氣在滯留區富集為主要表現形式。水動力封堵的機理為:要使儲層內保存一定量的煤層氣，就必須具備一定的儲層壓力，即地下水靜水位面(對應於儲層壓力)具有一定的高程。可見，水動力邊界是一個間接反映含氣量的邊界，也是一個隨地下水位變化的動態邊界。

風氧化帶邊界:是一個取決於煤層氣組分組成的邊界，由於地下水水位下降，煤層氣沿露頭散失和空氣混入使得煤層氣組分組成發生變化，甲烷含量降低，二氧化碳、氮氣含量增加。一般將甲烷濃度80%作為風氧化帶底界，如沁水盆地南部風氧化帶邊界以上甲烷濃度急劇下降(圖4-19)。因此，從某種程度上說風氧化帶是一種人為劃定的邊界。

圖4-19 沁水盆地南部風氧化帶邊界的確定

斷層邊界:斷層作為重要的煤層氣側向邊界可區分為封閉性斷層和開放性斷層。封閉性斷層的封閉機制是斷層帶岩體的排替壓力必須大於儲層壓力，有4種作用方式:泥岩塗抹作用加強了斷層的封閉性，斷層兩側岩性配置因斷層的落差和與煤儲層對接的岩層排替壓力而不同，強烈的顆粒碎裂作用和成岩膠結作用是造成斷層封閉的基礎。開放性斷層的封閉性取決於斷層帶靜水壓力的大小，富水性強、靜水壓力高有利於煤層氣保存，否則將引起煤層氣散失，這與水動力封堵邊界的作用機理相同。

物性邊界:當煤體在構造應力作用下破壞為糜棱煤、物性變差、排驅壓力顯著增大時，對煤層氣的擴散運移將起到阻止作用。同時糜棱煤本身含氣量高、儲層壓力高，阻止了鄰近煤體煤層氣的濃度擴散運移散失。這類邊界往往與斷層邊界共生，沿斷層帶分布，對於提高開放性斷層的封閉性具有重要意義。不同性質的斷層、斷層的上下盤都會產生不同寬度與不同破壞程度的煤體。隨著煤層氣開發和煤炭開採的實踐，此類邊界越來越受到人們的重視。

岩性邊界:岩性邊界是指位於煤層尖滅帶的邊界，這類邊界可以分為兩種情形:一是位於煤層尖滅帶的岩性具有較大的滲透率，排驅壓力低，如砂岩、裂隙孔隙發育的灰岩等，煤層氣將難以在煤層內聚集，易逸散，不利於保存;二是位於煤層尖滅帶的岩性具有較低的滲透率，如泥岩、粉砂岩等，該岩性邊界具有較高的排驅壓力，有利於煤層氣的保存。

二、煤層氣地球化學特徵

煤層氣地球化學分析數據主要來自煤岩解吸氣、瓦斯抽放氣及井口排采氣等樣品，前兩者數據的分布范圍較寬。張新民等(2002)統計了我國不同地質時代和各種煤級的358個井田(礦)煤層氣組分6000餘組數據，結果顯示，煤層氣組分構成以CH₄為主，其含量變化范圍為66.55%～99.98%，一般為85%～93%;CO₂含量為0～35.58%，一般＜2%;N₂的含量變化很大，但一般＜10%;重烴氣含量隨煤級不同而變化。Scott等(1993，1994)對美國煤層氣井的795個氣樣的分析結果表明，煤層氣的組分及其平均含量為:CH₄佔93.2%，C₂₊(重烴)佔1.6%，CO₂佔4.4%，N₂佔0.8%。從前人統計數據看，井口排採的煤層氣無論是熱成因氣(如黑勇士盆地、沁水盆地等)，還是生物成因氣(如粉河、阜新盆地等)，煤層氣的組分差別不是很大，主要為甲烷(平均值為97%～99.75%)，重烴氣及非烴氣含量均很低(一般小於2%，多小於1%)(表4-5)。相對於常規天然氣而言，煤層氣組分較一致，無論源岩的成熟度是未成熟還是過成熟，煤層氣的組分均顯示干氣的特徵，來源於煤系的常規天然氣組分往往受到源岩的成熟度影響，隨著成熟度增大，甲烷含量升高，重烴氣含量降低，過成熟的晚階段氣富集甲烷。如高過成熟煤系生成的克拉2氣田甲烷含量達96.58%，C₃以後的烷烴組分基本檢測不到，而成熟-高成熟階段生成的牙哈凝析氣田天然氣組分甲烷含量均值只有82.32%，C_2-5含量達11.61%。

碳同位素組成上煤層氣與常規天然氣有著明顯的差別(陶明信，2005)。目前由於煤層氣主要成分為甲烷，C₂₊組分較少，統計中數據較少。熱成因的常規煤成氣與煤層氣碳同位素最大的差別是成熟度相近源岩的煤層氣甲烷碳同位素明顯偏輕，例如沁水盆地南部二疊系3^#煤層的R_o最高可達3.5%以上，庫車侏羅系煤系源岩R_o小於2%，但庫車克拉2晚期階段聚集的天然氣甲烷碳同位素為-27.3，明顯重於沁水盆地南部過成熟的煤層氣甲烷碳同位素值(-31.95)，這種現象也存在於其他盆地，是一種普遍的現象。

表4-5 我國典型煤成氣與國內外煤層氣組分及碳同位素對比

引起煤層氣與常規天然氣碳同位素差異性的原因不同。常規天然氣甲烷碳同位素主要受到母質和源岩熱演化程度R_o的影響，煤成氣和油型氣δ¹³C₁-R_o演化線不同(圖4-20)。煤層氣甲烷碳同位素受到生烴作用與後期改造作用的影響，前者與常規天然氣相似，主要為煤岩熱成熟度的影響，後者主要因素包括解吸作用、生物作用、水動力作用。常規天然氣主要為游離氣，煤層氣為吸附氣，後期吸附解吸過程中會造成組分和同位素的變化。常規天然氣除典型生物氣外，我國已發現的大、中型煤成氣藏受到生物降解的影響較小，而目前工業開采利用的煤層氣一般埋深小於2000m，生物降解作用使得源岩成熟度相近的煤層氣較常規煤成氣的甲烷碳同位素偏輕(Scott，1993;Ayers，2002)。煤層氣受水動力條件影響較大，其作用機制為甲烷通過水溶作用而改變同位素的組成。

圖4-20 我國煤層氣、煤成氣和油型氣δ¹³C₁-R_o關系圖

三、煤層氣形成演化過程

根據中國含煤盆地構造演化特徵分析，除變質程度較低的含煤盆地外，絕大多數盆地都經歷了沉降和回返抬升演化階段，煤層經歷了埋藏-抬升的構造演化過程，有的盆地甚至經歷了多次的旋迴。而煤層的埋藏-抬升構造演化過程決定了煤層氣的成藏演化過程。

圖4-21是煤層氣演化與相應的主要成藏機制示意圖。隨著煤層的埋藏和抬升，煤層氣形成過程主要經歷了煤層氣的生成和吸附階段、煤層的吸附能力增加階段和煤層氣的解吸-擴散和保存階段，其中煤層氣的生成和吸附階段包括由於煤層埋藏而造就的煤層氣生成-吸附階段和由於異常熱事件而造就的煤層氣生成-吸附階段;煤層氣的解吸-擴散和保存階段中主要包括蓋層擴散機制和地下水溶解機制。在各種機製作用下得以保存的煤層氣形成現今煤層氣。

現今煤層氣的富集程度是聚煤盆地回返抬升和後期演化對煤層氣保持和破壞的綜合疊加結果。在煤層抬升回返過程中上覆地層厚度變化影響下的溫度、壓力的變化控制了煤層含氣量的變化，因此地質歷史時期中煤層上覆地層最小厚度決定了現今煤層的含氣量。

根據上述煤層氣成藏歷史恢復，結合煤層氣成藏物理模擬實驗，歸納出中、高煤階煤層氣成藏的3種地質模式和低煤階有利成藏模式。

有利富集模式(Ⅰ):煤層區域回返抬升至風化帶之下，再沉降但未超過抬升前的深度，煤層含氣量取決於地質歷史時期上覆地層的最小厚度，厚度越大含氣量越高，含氣飽和度高於較有利富集模式。

較有利富集模式(Ⅱ):煤層在區域回返抬升後再發生沉降，再沉降超過抬升前的深度，煤層含氣量取決於地質歷史時期上覆地層的最小厚度，在沒有外來氣源補給的條件下，飽和度取決於再沉降的地層厚度，再沉降地層的厚度越大飽和度越低。

不利富集模式(Ⅲ):煤層在區域回返抬升後仍持續抬升至風化帶內，使煤層中含氣量和飽和度都很低，一般達不到煤層成藏的含氣量。

低煤階有利成藏模式(Ⅳ):與高煤階相比，低煤階煤層氣成藏過程簡單，沉降生烴之後的抬升回返幅度小;一般不存在二次生烴，即使存在岩漿侵入造成煤的接觸變質，其影響范圍也是局部的;地下水徑流帶是次生生物氣生成的有利場所，為低煤階煤層氣提供了持續的氣源補給，在此生成的煤層氣可原地保存(粉河盆地)，也可在地下水作用下運移至滯流區富集(阜新盆地);往往以巨厚的煤層或煤組出現，形成高資源豐度，進而抵消煤層氣含氣量低的缺陷。

圖4-21 煤層氣演化與相應的主要成藏機制示意

四、煤層氣分布規律

通過對國內、外中高煤階含煤盆地的研究可以看出，在大的區域背景下具有向斜構造富集煤層氣的規律，這一現象比較普遍，如美國聖胡安盆地在煤田或二級構造帶也具有這種規律。無論是否受煤階的影響，在向斜的核部，煤層含氣量都較高，呈現盆地邊緣往盆地中心含氣量增加的特徵(圖4-22)。我國沁水盆地也具有向斜富氣的規律，該盆地剖面形態上為一個完整的復式向斜盆地，向斜部位含氣量明顯高於兩翼，明顯存在向斜富氣的規律。如沁水盆地復向斜南部地層寬闊平緩，地層傾角平均只有4°左右，區內低緩、平行褶皺普遍發育，展布方向以北北東向和近南北向為主，呈典型的長軸線型褶皺。晉城地區煤層氣分布普遍是背斜軸部含氣量低，含氣量為5～15m³/t，特別是潘庄礦西部的馬村背斜表現得更加明顯，而向斜軸部和翼部煤層含氣量高，含氣量均高於15m³/t(圖4-23)。

由以上分析可見，向斜富氣規律不僅存在，同時機理上也支持。可以說是構造演化、水動力條件以及封閉條件綜合作用的結果，而這三大地質條件正是煤層氣富集的重要因素。煤層氣向斜富集模式可以用圖4-24進行描述，在一個區域向斜構造背景下，往向斜軸部方向，由於大氣滲入水沿著邊緣露頭向軸部低水勢方向匯聚，形成向斜區匯水區，礦化度高，在邊沿隆起區可形成側向水封堵，形成良好的保存條件環境;向斜軸部比邊緣部分煤層上覆地層厚度大，煤層維持更高的地層壓力，煤層氣吸附量大;從構造的角度看，向斜軸部是地層沉降幅度大的區域，由於沉降深埋，煤層可以進行充分的熱演化，並有助於生氣，同時軸部構造活動穩定，斷裂、裂縫不發育和蓋層穩定均有利於煤層氣的富集。因此，在向斜構造中，一般具有軸部高含氣量，往邊緣隆起含氣量降低直至風氧化帶分布的特點。

圖4-22 美國聖胡安盆地Fruitland組煤層含氣量等值線(m³/t)圖

圖4-23 沁水盆地晉城地區地質構造形態與3號煤含氣量關系

圖4-24 向斜構造煤層氣富集模式

❺ 煤層氣的生成和運移

(一)煤層氣的生成

植物遺體埋藏後，經過微生物的生物化學作用轉化為泥炭(泥炭化作用階段)，泥炭又經歷以物理化學作用為主的地質作用，向褐煤、煙煤和無煙煤轉化(煤化作用階段)。在煤化作用過程中，成煤物質發生了復雜的物理化學變化，揮發分含量和含水量減少，發熱量和固定碳的含量增加，同時也生成了以甲烷為主的氣體。煤體由褐煤轉化為煙煤的過程，每噸煤伴隨有280～350m³(甚至更多)的甲烷及100～150m³的二氧化碳析出。

泥炭在煤化作用過程中，通過兩個過程，即生物成因過程和熱成因過程而生成氣體。盡管生成氣體的主要成分為甲烷，但同時還有水、二氧化碳、濕氣和液態烴釋放出來(表4－4)。

表4－4煤化作用過程中(至R_o=2.0%)所生成的氣體體積表

注:①scf:標准立方英尺.Standardcubicfeet的縮寫，是國外天然氣行業常用單位。1scf=0.0283168m³。Tscf為萬億標准立方英尺。(據Scott，1993)

根據來源的不同(生物成因和熱成因)和煤化作用過程中氣體化學成分的組成變化可將煤層氣分類(表4－5)。

表4－5生物成因和熱成因煤層氣產生的階段表

(據Scott et al.，1994)

1.生物成因煤層氣

生物成因煤層氣，是有機質在微生物降解作用下的產物，是指在相對低的溫度(一般小於50℃)條件下，通過細菌的參與或作用，在煤層中生成的以甲烷為主並含少量其他成分的氣體。生物成因煤層氣的生成有兩種機制，即二氧化碳的還原作用和有機酸(一般為乙酸)的發酵作用(Law，1993)。盡管兩種作用都在近地表環境中進行，但根據組分研究，大部分古代聚集的生物氣可能來自二氧化碳的還原作用。煤層中生成大量生物成因煤層氣的有利條件是:大量有機質的快速沉積、充裕的孔隙空間、低溫、高pH值的缺氧環境、低硫酸鹽濃度(Law，1993)。按照生氣時間、母質以及地質條件的不同，生物成因煤層氣有原生生物成因氣和次生生物成因氣兩種類型，兩者在成因上無本質差別。

(1)原生生物成因煤層氣:原生生物成因煤層氣，是在煤化作用階段早期泥炭沼澤環境中的低變質煤(泥炭到褐煤)經微生物作用使有機質發生一系列復雜過程所生成的氣體，又稱之為早期生物成因煤層氣。由泥炭至褐煤階段，可生成原生生物氣量約為38m³/t。

對於原生生物成因煤層氣和熱成因煤層氣的形成階段，不同學者的劃分方案不盡相同。Scott等以R_o<0.3%為原生生物氣的界限值，而熱成因煤層氣開始生成的R_o值為0.5%(表4－5);Palmer將(原生)生物成因煤層氣和熱成因煤層氣的R_o臨界值定為0.5%;Rice(1993)認為熱成因煤層氣形成始於0.6%左右。傳統的天然氣成因理論認為，生物煤層氣一般形成於R_o值為0.3%以下，而熱成因煤層氣形成於R_o值在0.6%～0.7%之上，即生氣母質在R_o值0.3%～0.6%的熱演化階段不生氣。但近年來的研究表明，生氣母質在R_o值為0.3%～0.6%階段仍然生氣，且可形成相當規模的氣田(目前出現的多為煤型氣田)，這一階段所生成的氣體稱為生物熱催化過渡帶氣(徐永昌，1994)，即是說，有機質生氣是一個連續的過程，煤層氣也應如此。

由於泥炭階段煤層溫度和壓力較低，煤的吸附能力較弱，且由於泥炭的含水量較大，煤中的孔隙表面多被水分子所佔據，故原生生物成因氣在煤層中的吸附量較少。大多數原生生物成因氣和二氧化碳極易擴散到大氣中或溶解於地層水並最終在壓實和煤化作用過程被排出(Scott，1993)，因此原生生物成因氣較難成藏。

(2)次生生物成因煤層氣:煤系地層在後期被構造作用抬升並剝蝕到近地表，細菌通過流動水(多為大氣降水)進入煤層水中。在低、中煤階煤中，當溫度、鹽度等環境條件適宜微生物生存時，在相對低的溫度下(一般小於56℃)，細菌通過降解和代謝作用將煤層中已生成的濕氣、正烷烴和其他有機化合物轉變成甲烷和二氧化碳，即形成次生生物成因煤層氣。

煤層中的生物成因氣大多數可能為與地下水流動有關的次生生物成因煤層氣。大氣水通過滲透性煤層或其他富有機質岩石將細菌帶入煤層，細菌的新陳代謝活動產生次生生物成因煤層氣。因此，次生生物成因煤層氣與原生生物成因煤層氣的不同之處在於—細菌是煤層在盆地邊緣埋藏、煤化及隨後的抬升和剝蝕之後才進入煤層的(Scott，1993)。

次生生物成因煤層氣的形成時代一般較晚(幾萬至幾百萬年前)。煤層中存留的生物成因煤層氣大部分屬於次生生物成因煤層氣。次生生物成因煤層氣的生成和保存需要以下條件:①煤階為褐煤—焦煤;②煤層所在區域發生過隆起(抬升)作用;③煤層有適宜的滲透性;④沿盆地邊緣有流水回灌到盆地煤層中;⑤有細菌運移到煤層中;⑥煤層具有較高的儲層壓力和能儲存大量氣體的圈閉條件等(Law，1993;Scott et al.，1994)。

假如煤化作用、區域抬升和次生生物成因煤層氣之後煤層又埋藏並進一步煤化，或者構造運動改變了盆地水動力條件，則次生生物成因煤層氣的化學和同位素特徵將會消失(Gould和Smith，1979)。

2.熱成因煤層氣

熱成因煤層氣，是在溫度(>50℃)和壓力作用下，煤中有機質發生一系列物理、化學變化，煤中大量富氫和富氧的揮發分物質主要以甲烷、二氧化碳和水的形式釋放出來。在較高溫度下，有機酸的脫羧基作用也可以生成甲烷和二氧化碳(Ayers et al.，1994)。

隨著褐煤埋藏深度增加、溫度上升，煤的變質程度不斷提高，生成大量的甲烷和其他氣體。這一變質過程導致有機質不斷脫氧、脫氫、富碳。生成的氣體類型取決於煤的變質程度(圖4－1)。Meissner(1984)認為:當鏡質組反射率(R_o，max)大於0.73%、乾燥無灰基揮發分含量大於37.8%時，熱成因煤層氣開始大量生成。Law(1985)認為熱成因煤層氣開始大量生成時的溫度為88～93℃，R_o，max為0.80%。Rightmire et al.(1984)認為:當R_o，max為0.60%、揮發分為40.24%即相當於高揮發分煙煤C時(相當於我國的褐煤—長焰煤階段)熱成因煤層氣開始生成，生氣高峰在150℃左右，相當於中揮發分煙煤、低揮發分煙煤、半無煙煤(相當於我國的焦煤—貧煤階段)。張新民等(1991)以R_o，max=1.90%為界，劃分0.50%<R_o，max<1.90%的成熟階段為熱解氣階段，R_o，max>1.90%的過成熟階段為裂解氣階段。因為煤是腐殖型乾酪根(Ⅲ型乾酪根)，成岩和煤化作用期間不存在明顯的液態烴過程，熱解氣、裂解氣的劃分不是十分嚴格。

據Hunt(1979)研究:在煤化學作用早期(地層溫度<120℃)，生成的氣體以二氧化碳為主，在高揮發分煙煤和中揮發分煙煤分界處(相當於我國的肥煤階段)所生成的二氧化碳是甲烷的兩倍多。在該點之後，甲烷氣的生成量迅速增加，產氣高峰在中揮發分煙煤與低揮發分煙煤的分界處(相當於150℃)。此時，鏡質組反射率達1.8%左右，生成的氣量約占從褐煤至無煙煤總生氣量的70%。之後繼續生氣，至無煙煤2號(鏡質組反射率超過4.0%)，逐漸停止生氣過程。

熱成因甲烷的生成大致分三個階段:

(1)褐煤至長焰煤階段———生成的氣量多，成分以CO₂為主(佔72%～92%);烴類<20%，而且以甲烷為主，重烴氣<4%。

(2)長焰煤至焦煤階段———烴類氣體迅速增加(佔70%～80%)，CO₂下降至10%左右。烴類氣體以CH₄為主但含較多的重烴，至肥煤、焦煤時重烴可佔10%～20%。該階段是主要的生油階段，如果煤中殼質組含量多，則油和濕氣含量亦多。

(3)瘦煤至無煙煤階段———烴類氣體佔70%，其中CH₄占絕對優勢(97%～99%)，幾乎沒有重烴。

煤階和有機質性質不同，其產氣量差異很大。煤階高，產生的煤型氣多。據前蘇聯報道，形成1t褐煤可產生38～68m³煤型氣，形成1t長焰煤可產生138～168m³煤型氣，相應地形成1t氣煤、肥煤、焦煤、瘦煤、貧煤、無煙煤則分別可產生182～212m³、199～230m³、240～270m³、257～287m³、295～330m³、346～422m³煤型氣。不同的顯微組分對成氣的貢獻不同，王少昌等(1985)對低煤階煤顯微組分的熱模擬實驗結果表明:殼質組、鏡質組、惰質組最終成烴效率比約為3.3∶1.0∶0.8。傅家謨等(1990)認為，在相同演化條件下，惰質組產氣率最低，鏡質組產氣率是惰質組的4.3倍，殼質組產氣率為惰質組的11倍並產出較多的液態烴。

(二)煤層氣的運移

大多數煤層是自生自儲的。然而，煤儲層中可能包含自源或運移來的熱成因氣、生物成因氣或混合氣(Rice，1993;Scott et al.，1994)。在某些情況下，煤層既是熱成因煤層氣的源岩又是其儲層，煤層中無氣體的運移。然而在另外一些情況下，煤層圈閉(吸附)了從其他源岩運移來的氣體，或煤層吸附煤層裂隙與水界面處微生物生成的氣體(次生生物氣)，則煤層中出現氣體的運移。

儲層壓力可將煤層氣保持在煤的微構造中。由於自然原因或者人類活動煤層壓力降低，氣體解吸、擴散最終以游離氣流動，從而導致氣體的運移。自然的降壓方法主要是抬升剝蝕，抬升剝蝕通常發生在盆地邊緣，但也可以在更大區域中發生。煤礦開采或氣井采氣也可導致煤層中的壓力降低。煤大多是飽含水的，而煤層的泄水也能使壓力降低。煤層微構造中氣體的解吸和擴散過程使氣體釋放出來，然後開始運移，從而導致煤層氣組分的變化。

❻ 煤層氣是什麼

煤層氣俗稱「瓦斯」，其主要成分是CH4（甲烷），是主要存在於煤礦的伴生氣體，也是造成煤礦井下事故的主要原因之一。它是成煤過程中經過生物化學熱解作用以吸附或游離狀態賦存於煤層及固岩的自儲式天然氣體，屬於非常規天然氣，它是優質的化工和能源原料。煤層氣是熱值高、無污染的新能源。它可以用來發電，用做工業燃料、化工原料和居民生活燃料。煤層氣隨著煤炭的開采泄漏到大氣中，會加劇全球的溫室效應。而如果對煤層氣進行回收利用，在採煤之前先採出煤層氣，煤礦生產中的瓦斯將降低70%~85%。

煤田瓦斯是一種能源資源。因此，各國都積極擴大抽放瓦斯的應用范圍及研究煤田瓦斯開發與利用的技術途徑。從勘察情況看，圍岩瓦斯是可觀的瓦斯源，而且有可能成為煤成氣田。在高瓦斯礦井采後的老采空區中及報廢的礦井中，一般都積存大量的瓦斯。這些瓦斯是很好的瓦斯源地。

我國的撫順勝利煤礦是停產報廢的礦井，但至今仍在抽放瓦斯，年抽放達到2300萬立方米，可供給一個甲醛廠和6635戶居民利用。地面鑽孔預抽煤層瓦斯，是擴大煤田瓦斯開發的重要技術手段，它可以擺脫煤田開采條件的限制，達到提前抽放瓦斯。煤礦開采過程中放出的瓦斯，除抽放一部分外，其餘都是經風流排至地面大氣中。這部分瓦斯比抽放的瓦斯量大10餘倍。科學家正在研究利用這種低濃度瓦斯的技術，如果該技術能達到工業應用水平，將為煤田瓦斯的開發利用開辟廣闊的前景。

❼ 煤成氣與煤層氣的區別

煤成氣(油)與煤層氣雖然在有機質類型及煤化過程中的生氣機制等諸多方面有相同之處，氣源也難以截然分開，但是煤成氣(油)與煤層氣的成藏條件有比較明顯的差異。

(1)煤成氣(油)源廣於煤層氣源

煤成氣不僅源自煤層，也源自含煤岩系中的炭質泥岩和暗色泥質岩，並且在一些含煤盆地中，炭質泥岩和暗色泥質岩比煤岩更重要，是主要氣源岩；「煤層氣」主要生自含煤岩系中的煤層，炭質泥岩和暗色泥質岩不可能是「煤層氣」的主要源岩，故煤成氣(油)烴源較煤層氣廣。

(2)演化成氣作用不同

雖然煤成氣與煤層氣都可以經過生物化學作用及熱演化作用生成，但是世界上具有工業價值的煤成氣田主要是以熱演化作用為主形成的，煤層氣則以早期和晚期生化作用生成為主。煤層氣雖然可以分布在不同煤階，但其生氣機理比較復雜，可以與有機質成熟度沒有關系，可以是未成熟，也可以處在高成熟階段；其成因可以是熱演化作用，但是早期和晚期生化作用的影響很大，即煤層經歷過抬升剝蝕，進入生物大量活動的范圍，地下水帶入大量細菌和營養物質，對其中的有機質進行降解，產生煤層甲烷，故也有人稱之為煤層生物氣。

(3)氣體組分、性質有較大差別

1)煤層氣的氣體組分更干。通常煤層氣烴類組分甲烷大於98%～99%(除去非烴氣體統計)，占絕對優勢，一般不含重烴，乾燥系數C₁/C_1-4一般在0.99～1。

2)煤層氣碳同位素值δ¹³C₁值跨度很大，並且偏輕。δ¹³C₁值為-24‰～-70‰(以＜-50‰為主)，跨進了生物氣的分布區，如唐山、峰峰、鶴壁以及柳林、吳堡的煤層氣 δ¹³C₁值為-55‰～-70‰，說明了埋藏較淺的煤層氣具有生物成因特徵。

3)煤層氣沒有也不可能形成煤層油。

4)儲集條件不同。煤層氣是基本沒有經過運移的煤型氣，以煤層作為儲層，煤層氣的儲層是以煤層中的孔隙和割理為主體，煤中的天然裂隙以割理為主，是煤中流體(氣體和水)滲流的主要通道；煤成氣是經過運移的煤型氣，可以運移至含煤岩系之外，在合適的地層中儲存，並聚集形成煤成氣藏，其儲層特點可以是單孔隙結構和雙重孔隙結構，裂隙以構造裂隙為主。因此，「煤成氣(油)」有明確的生、儲、蓋層及其組合，「煤層氣」沒有明確的生、儲、蓋層之分。

5)聚集條件不同。煤成氣肯定是經過一定規模的運移、聚集過程，與其他類型天然氣(油)一樣，有明確的儲蓋組合、運聚成藏和圈閉條件；煤層氣主要賦存在煤層的顆粒和裂隙表面，以吸附作用為主。因此煤層氣藏是在地層壓力作用下「圈閉」的有一定數量的煤岩體；「煤層氣」藏的形成取決於煤層有機質生成的量和被煤層表面所吸附的氣量。雖然煤層氣在煤層中有自由(游離)和吸附兩種狀態賦存，其游離狀態的煤層氣是指「往返運動於煤層內生裂隙和外生裂隙中」的氣體分子；吸附狀態的煤層氣則「以分子引力吸附於煤層裂隙表面和煤層的微孔隙內」。雖然煤層的孔隙度很小，但是孔隙內表面積高達100～400m²/g的煤，可以將大量的CH₄分子吸附在微孔隙內表面上，從而在煤層中儲藏有不可忽視的以CH₄為主的煤層氣。在地下狀態，這兩種狀態的煤層氣在地層壓力和溫度條件下處於動平衡狀態。若壓力增加、溫度降低，游離態煤層氣可轉化為吸附狀態；反之，若壓力降低，吸附狀態的煤層氣可轉化為游離狀態，即煤層氣的「解吸過程」，從而形成具有工業開采價值的煤層氣藏。

6)儲量計算與開采方式完全不同。煤成氣與油型氣一樣，是用孔隙體積及圈閉法、儲層壓力等生產動態資料綜合進行地質儲量與可采儲量計算，上述方法對於煤層氣不適用。生產方式也完全不同，煤層氣開采需要先實施排水使壓力降至負壓、煤層孔隙表面吸附的氣體進行解吸采氣；而煤成氣則需要努力保持儲層壓力以確保高產。

7)煤層氣產能高低與地下水活動性關系密切，地下水的分布和流動規律是控制煤層氣藏形成與產能的關鍵因素。煤層氣可以有儲量，但儲量豐度總體較低。限於當前的工藝水平和經濟技術條件，適宜開發的煤層氣埋藏深度通常＜1200m。

總之，雖然煤成氣(油)與煤層氣都是成煤作用演化過程中形成的副產物，但是成藏條件有本質區別。煤成氣(油)藏屬常規天然氣(油)藏范疇，煤層氣藏屬於非常規天然氣藏范疇。研究、評價思路及勘探技術方法各具特色，勘探前景差異甚大。煤成氣(油)藏可以形成大型、特大型氣田，具有較大的經濟價值；煤層氣則必需實行較大面積連片開采，才具有一定的經濟價值。

由於煤成氣已成為世界許多大型、超大型工業氣田的重要氣源，在少數含煤盆地還可以形成煤成油田。為了加速中國天然氣工業的發展，結合中國具體地質條件，本書將重點論述含煤盆地轉化為含煤-含氣(油)盆地的地質條件，主要總結煤成氣成藏機理和勘探成果，以及中國煤成氣(油)田的形成條件及其勘探前景。

❽ 天然氣、煤層氣、頁岩氣是怎麼區別的它們之間是什麼關系

天然氣層、煤層氣、頁岩氣層之間的關系：

專業上把天然氣稱為常規天然氣，而把煤層氣與頁岩氣稱為非常規天然氣，其本質都是「天然氣」即天然形成之氣，他們都是古老生物遺體埋藏於沉積地層中，通過地質作用形成的化石燃料，都是自然形成的潔凈、優質能源，這是他們的共同點。

1、常規天然氣(Natual gas)是一種多組分的混合氣態化石燃料，主要成分是甲烷(CH4),另有少量乙烷、丙烷和丁烷，成分相對復雜，比重約0.65，比空氣輕，具有無色、無味、無毒之特性。

2、煤層氣(coalbed)俗稱「瓦斯」，主要成分是甲烷，成分較簡單，是基本上未運移出煤層，以吸附、游離狀態賦存於煤層及其圍岩中的煤層氣。其熱值是通用煤的2到5倍，燃燒後幾乎沒有污染物。

3、岩層氣(shale gas)是從頁岩層中開采出來的天然氣，成分以甲烷為主。

天然氣層、煤層氣、頁岩氣層之間可以這樣區分：

1、常規天然氣以游離賦存為主，蘊藏在地下多孔隙岩層中，主要存在於油田和天然氣田，也有少量出於煤田。其開采時一般採用自噴方式采氣、排水式采氣，開采技術較簡單。

2、煤層氣賦存特點是在成煤的過程中以吸附在煤基質顆粒表面為主、部分游離於煤、圍岩孔隙中或溶解於煤層水中的烴類氣體。其開采一般有兩種方式：一是地面鑽井開采;二是井下瓦斯抽放系統抽出，相對天然氣開采程度大一點。煤層氣是一種以吸附狀態為主、生成並儲存於煤層及其圍岩中的甲烷氣體，發熱量大於8100大卡/m3。

4、岩層氣成藏的生烴條件及過程與常規天然氣相同，頁岩氣藏具有自生自儲的特點，頁岩既是烴源岩又是儲岩。其開采難道較大(因為頁岩氣儲集層滲透率低)，主要有水平井技術和多層壓裂技術。較常規天然氣，頁岩氣具有開采壽命長和生產周期長的優點，且分布范圍廣，厚度大，能夠長期穩定的產氣，所以目前頁岩氣的開采技術發展蠻快的。

❾ 煤層氣分布規律

1.煤層氣富集規律與模式

通過對國內外中高煤階含煤盆地的研究發現，在大的區域背景下具有向斜富集特徵。美國聖胡安盆地，在煤田或二級構造帶具有這種規律，無論考慮煤階的影響與否，在向斜的核部，煤層含氣量都較高，呈現盆地邊緣往盆地中心含氣量增加的特徵（圖11-10）。中國沁水盆地也具有向斜富氣的規律，該盆地剖面形態上為一個完整的復式向斜盆地，向斜部位含氣量明顯高於兩翼。沁水盆地復向斜南部地層寬闊平緩，地層傾角平均只有4°左右，區內低緩、平行褶皺普遍發育，展布方向以北北東向和近南北向為主，呈典型的長軸線型褶皺。晉城地區煤層氣分布普遍是背斜軸部含氣量低，為5～15m³/t，特別是潘庄礦西部的馬村背斜更加明顯，而向斜軸部和翼部煤層含氣量高，均高於15m³/t（圖11-11）。

圖11-10 聖胡安盆地Fruitland組煤層含氣量等值線

圖11-11 沁水盆地晉城地區地質構造形態與3^#煤含氣量關系

O₂f—峰峰組；C₂b—本溪組；C₃t—太原組；P₁s—山西組；P₁x—下石盒子組；P₂s—上石盒子組

向斜富氣是構造演化、水動力條件以及封閉條件綜合作用的結果。煤層氣向斜富集模式可以用圖11-12進行描述，在一個區域向斜構造背景下，往向斜軸部方向，由於大氣滲入水沿著邊緣露頭向軸部低水勢方向匯聚，形成向斜區匯水區，礦化度高，在邊緣隆起區可形成側向水封堵，形成良好的保存條件；向斜軸部比邊緣部分煤層上覆地層厚度大，煤層維持更高的地層壓力，煤層氣吸附量大；從構造的角度看，向斜軸部是地層沉降幅度大的區域，由於沉降深埋，煤層可以進行充分的熱演化，有助於生氣，同時軸部構造活動穩定，斷裂、裂縫不發育和蓋層穩定，均有利於煤層氣的富集。因此，在向斜構造中，一般具有軸部高含氣量、往邊緣隆起含氣量降低直至風氧化帶的分布特點。

圖11-12 煤層氣向斜構造富氣模式

2.世界主要已開發煤層氣的分布特徵

在泥盆紀陸生維管植物出現之前，世界上沒有發育經濟厚度的煤層（圖11-13）。隨著維管植物的演化和分異，泥炭沼澤大規模形成，成為具有工業意義煤層的主要來源。世界上煤層主要分布在石炭-二疊紀、三疊-侏羅紀和白堊-古近紀3個時期，99%以上的煤炭資源分布在這些層系（Pashin，1998）。據統計，大約40%煤炭資源來自石炭-二疊系，10%來自三疊-侏羅系，50%來自白堊-古近系。多數古生界的煤層成熟度較高，往往形成熱成因氣，而更年輕的煤層成熟度較低，形成的煤層氣中生物氣和次生生物氣佔有較大比例。

圖11-13 世界主要煤層氣產區煤層層系分布

根據美國USGS（2007）的統計結果，截至2006年底，美國煤層氣產量66%來自西部的聖胡安盆地白堊系煤層，以熱成因氣為主，部分有生物成因氣貢獻；12%來自西部粉河盆地古近系煤層，主要為次生生物氣；13%來自東部的拉頓和阿巴拉契亞盆地的上石炭統煤層；其餘來自其他中小盆地。

加拿大煤層氣主要產自西加拿大前陸盆地，該盆地是一個大型沉積盆地，屬於落基山前陸盆地的一部分，在拉臘米造山運動中，沒有破裂成眾多小盆地。侏羅紀和早白堊世沉積的含煤地層，面積達13×10⁴km²，煤層厚度最大達10m以上。盆地最西部由於埋藏深度較大，煤變質程度最大，R_o達到20%以上，盆地東部煤變質程度較低。煤層氣開發主要集中在艾伯塔省中南部地區，煤層從西向東分為3個組，即古近系Ardley組、上白堊統Horsehoe Canyon 組、下白堊統 Mannville 群，其中 Horsehoe Canyon 組為主要煤層氣產層。

澳大利亞煤層氣主要產自東部含煤盆地，包括悉尼盆地和鮑恩盆地二疊系煤系、蘇拉特盆地侏羅系煤系。澳大利亞煤層氣以中低煤階煤層氣為主，次生生物氣是重要的成因類型。

中國煤層氣主要分布在東部、中部、西部和南方4個大區，地質資源量分別佔全國總量的31%、28%、28%和13%。按盆地統計，煤層氣資源集中分布在鄂爾多斯、沁水等9個地質資源量超過1×10¹²m³的含氣盆地（群）中，其中鄂爾多斯盆地資源量最大，佔全國的27%；其次為沁水盆地，佔全國的11%。目前煤層氣產量主要來自沁水盆地和鄂爾多斯盆地石炭系-下二疊統煤層，東部阜新盆地有少量白堊系煤層氣產出。

❿ 煤層氣的成生及演化

研究煤層氣的成生機理，首先應當研究煤岩生成演化的地質歷史。煤炭源於陸生高等植物，煤的原始有機物質主要是碳水化合物、木質素，成煤作用由泥炭化和煤化作用兩個階段完成。在泥炭化階段，聚積在沼澤、湖泊及濱、淺海環境下的大量植物遺體，堆積在泥炭坪，經過生物化學作用形成泥炭。隨著沉積盆地的沉降，後期沉積物的覆蓋，埋藏的深度不斷地增加，地層溫度、壓力也隨之增高增大，泥炭變為褐煤。褐煤經過相當長的地史時期，在溫度、壓力的作用下，變為煙煤—無煙煤。由植物—泥炭—褐煤—煙煤—無煙煤，是經過未成岩—成岩—變質作用，泥炭化—煤化的全過程。

煤的有機質基本結構是甲基、羥基、羧基、醚基等的縮合稠環芳烴，帶有側鏈和官能團。煤中的碳元素主要集中在稠環中，稠環的結合力強，極其穩定。側鏈及官能團之間，以及與稠環之間的結合力較弱，很不穩定。在煤化過程中，隨著地溫增高，側鏈及官能團斷裂、脫落不斷減少，即有機質脫甲基側鏈和含氧官能團作用，而生成以CH₄為主的烴類物質及N₂、CO₂、H₂O等揮發物。煤化過程中，在各種揮發物產出的同時，伴隨橋鏈破裂，芳核進一步縮合，碳元素進一步集中在碳網中，隨著煤化作用的加深，基本結構單元中縮合聚芳核數目不斷增加，到無煙煤階段，主要由縮聚芳核所組成。

石油有機地球化學認為，石油、天然氣源於不溶有機溶劑的沉積有機質——乾酪根。在現代沉積有機質中，乾酪根佔有絕對量，但在埋藏過程中有機物經過熱降解作用，轉化成有限的可溶物質和以烴類為主的揮發物。根據乾酪根的元素組成，可以劃分為兩種類型及介於中間的混合過渡型。兩種類型之一是H/C初始比低於2，富含飽和結構，以直鏈碳構架為主。沉積物富含有機碳，為單胞藻遺體和類脂體，這種乾酪根被認為是腐泥型，熱降解產物主要是重烴，伴有輕烴和甲烷及其它氣體。另一種類型H/C低於1，富含氧，碳構架屬雜環或多環類型，以木質素高等植物遺體為主，類脂體少，這種類型稱腐殖型，熱降解的主要產物是CH₄（干氣），同時也伴有輕烴或微量重烴（液態）及其它揮發物。由此可見，成煤理論所謂的煤化作用的地球化學過程，油氣成生演化理論所述的有機地球化學過程，即乾酪根熱降解作用，兩者闡述的都是有機質經過地球化學熱演化機理的同一過程。

泥炭化階段屬成岩期前階段，成煤有機物質在<50℃低溫條件和地表氧化環境中，由於生物化學（細菌）作用生成少量甲烷及二氧化碳等，呈水溶狀態或游離狀態散失，在覆水較好的還原環境中，成煤有機質向煤岩轉化。

褐煤屬煤化作用的低變質煙煤階段，為乾酪根未成熟期，已經進入早期成岩階段，地溫（TTI）＜50℃，鏡質體反射率R_o，max<0.5%。此期生物化學作用逐步減弱，有機質熱降解已經開始並且逐步加深，泥炭中的成煤有機物質（腐殖型乾酪根）向褐煤轉化，同時生成甲烷及其它揮發物，成油有機物質（腐泥型乾酪根）向瀝青質轉化的同時亦生成甲烷及少量其它烴類等揮發物。

煙煤階段的長焰煤、氣煤和肥煤、焦煤分屬低變質煙煤和中變質煙煤階段，R_o，max為0.5%～1.3%，此期已進入成岩階段，亦已進入生油門限，是腐泥質乾酪根演化的成熟期，有機沉積物埋深可達1000～4500 m，地溫（TTI）為15～160℃，有機質經過熱降解，有重烴、輕烴、甲烷及其它揮發物產出。烴演化成熟期還可分三個小階段：開始生油階段地溫（TTI）為15℃以上，R_o，max為0.65%，是生油門限；生油高峰階段地溫（TTI）為75℃以上，R_o，max 為>0.65%，CPI值為1.1左右；終止生油階段地溫（TTI）為160℃，R_o，max為<1.30%，CPI值<1.3，是生油死亡線。烴演化成熟期正是煤岩變質生烴期，自褐煤開始進入成岩期，隨著地層溫度的升高，在一定地層壓力條件下，成煤有機物質（腐殖型乾酪根）經熱降解開始生氣，烴演化成熟期也是煤化生氣的高峰期，「生油死亡線」並非生氣死亡線，隨著煤層埋深增加，煤岩變質程度繼續增高，煤岩生氣量還會增高。

烴演化的過成熟階段可分為早期與晚期。早期階段是凝析油、濕氣階段，R_o，max為1.30%～2.00%，地溫>160℃，埋深>4500 m，相當於焦煤（R_o，max為1.20%～1.70%）、瘦煤（R_o，max為1.70%～1.90%）、貧煤（R_o，max為1.90%～2.50%），是煤化過程主要生氣階段。晚期階段R_o，max為2.00%～4.50%或>4.5%，屬無煙煤或超無煙煤階段，煤化作用晚期，氣體以甲烷為主。隨著烴類氣體生成量的增加，煤岩基質結構也在不斷變化，由於成岩壓實作用而使煤岩孔隙、裂隙變少，儲集性能變差。中變質煤岩生氣量增加，儲集性能較好，是有利生氣階段，高變質煤生氣量增加，儲集性能變差，雖然生氣量大，但儲集條件變差，煤級越高煤岩變質程度越高，煤儲集性能也越差。當然，在煤岩質變至一定程度時，煤岩排烴完結，即生氣終止。