生物煤层气

❶ 煤层气成因

1.煤层气的形成过程

煤层气主要有生物成因和热成因两种成因机制。低煤阶泥炭和褐煤具有较高的孔隙度，含水量较高，在低温条件下形成生物成因甲烷和少量其他流体。成熟度增加，水被排出，孔隙度减小，温度上升到细菌生存的上限而使得生物成因甲烷减少，同时复杂有机质裂解作用释放出甲烷和重烃，并伴有部分非烃气体的形成。煤岩成熟度达到R_o＝0.6%时，热成因烃类气开始生成，并一直贯穿整个煤化作用过程（图 11-1）（Clayton，1998）。

图11-1 煤化作用过程中不同组分天然气的产率

（据Clayton，1998）

目前开发的煤层气均位于1500m以浅的浅部煤层，煤层多经历了构造抬升作用，当煤层抬升到适合生物生存的温度范围时，煤层中有机质和CO₂在生物作用下转变为甲烷形成次生生物气，即使是高演化程度的煤岩，在抬升过程中仍有次生生物气混入，表现为甲烷碳同位素值轻于-55‰，不同盆地、不同构造背景这种混入的程度有所差别（图11-2）。

往往通过数值模拟和物理模拟预测煤的生气潜力。早期由Macrae（1954）、Juntgen（1975）等提出的预测模型，通过观察煤化作用过程中元素成分的变化，计算出甲烷的生成量和残留在煤中的量。这些模型在后来的研究中广为采用，并与其他模型进行对比。根据这些研究结果，煤的生气潜力范围为100～300L/kg（Juntgen，1975；Rice，1993）。

图11-2 煤层沉积埋藏和抬升过程中不同成因煤层气的形成

2.煤层气的成因鉴别

经过40多年的研究，国内外对煤层气的成因有了一定的认识，总体上将有机成因煤层气划分为三大类、五小类，分别是：生物气，包括原生生物气和次生生物气；热成因气，包括热降解气和热裂解气；以及混合气。这些分类主要采用煤层气的组分组成、甲烷碳氢同位素组成、乙烷碳同位素以及煤岩热演化程度等指标，通常采用图示方法对煤层气成因进行鉴别，典型图版有 Bernard（1978）图版、Schoell（1983）图版、戴金星（1996）图版和Whiticar（1999）C-D图版，这些图版均采用组分含量和稳定碳同位素或者甲烷碳、氢同位素的二维数据组合对煤层气成因进行判别。

由于煤层气的成因具有明显的阶段性和复杂性，不同地区、不同地质背景煤层气成因类型不同，判别煤层气成因时需综合考虑各种因素。本节在前人研究的基础上，根据实测数据，利用煤层气成因判别常用的甲烷碳同位素、氢同位素和组分含量3个参数的信息，建立扩展的C-D鉴别图版（图11-3），结合研究区的地质特征，对煤层气的成因进行综合判别。扩展的C-D鉴别图版中，X轴和Y轴分别为甲烷的氢同位素和碳同位素，稳定同位素是煤层气的指纹特征，利用这两者能够比较好地分辨出生物气和热成因气，以及生物气中的不同作用类型，同时还能反映煤层气所经历的次生作用；图版中以气泡体积的大小表示煤层气烃类气体组分含量值，即C₁/C_2＋，烃类组分含量可以反映煤层的演化阶段和煤层气所经历的次生作用等信息。

与以往的煤层气成因判别图版相比，扩展的C-D图版除了能对生物气（乙酸发酵，CO₂还原作用）、热成因气和混合气进行判别外，还可以对低熟热成因气、热降解气和热裂解气进行区分。低熟热成因气地球化学特征表现为分布在热成因气的范畴之内，其甲烷碳同位素为-40‰≥δ¹³C₁≥-45‰，比生物成因煤层气δ¹³C₁略重，C₁/C_2＋比生物气（小于4000）大，介于4000～10000之间，同时煤层热演化程度较低，R_o在0.5%左右，如阜新盆地煤层气属于典型的低熟热成因气。热降解气的典型特征是分布在热成因气范畴的中部，与低熟热成因气相比具有较重的甲烷δ¹³C₁值（大于-40‰）和δD值（-150‰≥δD≥-200‰），以及较小的C₁/C_2＋值（与生物气C₁/C_2＋值相近），主要是因为煤层在热降解气生气阶段，以湿气为主。圣胡安盆地煤层气是热降解气典型的例子。热裂解气的标志是具有很高的甲烷δ¹³C₁值（大于-40‰）和δD值（大于-200‰），同时C₁/C_2＋值也很高，由于此阶段天然气的重烃组分等其他组分在温度的作用下遭受了裂解，使甲烷含量相对增加，热裂解气的煤岩热演化程度高，R_o在2.5%以上。

图11-3 煤层气成因扩展的C-D鉴别图版

沁水盆地南部煤层气的样品均落在图11-3所示图版中热成因气的热裂解气以及与岩浆等热事件有关的热成因气区域，即沁水盆地南部煤层气以热裂解气与异常热事件有关的热成因气为主。结合实际地质条件，沁水盆地南部煤层气热演化程度较高，R_o值在3.0%左右，达到了高变质无烟煤阶段，如果假设研究区主要以单一深成变质作用为主，石炭-二叠系的煤层所处温度在83～153℃之间，最大的R_o值不会超过1.5%，仅靠深成变质作用不能完全解释沁水盆地南部煤岩进入高演化程度现象。研究区包裹体、磷灰石、锆石裂变径迹和矿物岩石学等方面均证明，区域岩浆热变质作用是沁水盆地南部煤岩进入高演化阶段的主要原因。岩浆热事件使煤层温度迅速升高，一方面会导致煤层生气量的增加，另一方面使原先生成的烃类发生裂解。在晚侏罗世，燕山构造运动使沁水盆地煤层强烈抬升，造成煤层出露于地表并遭受地表水的渗入，原始煤层气的同位素在水动力条件下发生分馏效应，构造抬升过程中煤层温度和压力的改变又可能发生煤层气的解吸-扩散效应和生物改造作用，改变了原始煤层气的地球化学特征。因此，沁水盆地煤层气为与岩浆相关的热裂解气，且经历了次生改造作用。

与沁水盆地南部不同，韩城地区煤层气的主要来源为热降解气成因，韩城地区煤层热演化程度处于贫煤阶段，R_o值在1.6%～2.2%的范围内，属于热降解气生成阶段。在白垩纪末期，燕山构造运动使韩城地区煤层抬升，煤层出露并接受地表水的补给和渗入，水动力条件、生物作用及解吸-扩散作用使煤层气发生同位素分馏效应。

阜新盆地煤处于低成熟热演化阶段，R_o主要分布于0.5%～0.6%之间，受辉绿岩墙侵入引起的接触变质作用的影响，局部煤层R_o可达到1%以上。根据判别图版，阜新盆地煤层气主要属低成熟热降解气，并有次生生物气的混合。

❷ 煤层气的生成

2.3.1 煤层气生成机制

从总体上讲，煤层气的生成包括3个阶段：①原生生物气生成阶段；②热成因气生成（含热降解和热裂解作用）阶段；③次生生物气生成阶段。Scott（1994）依据镜质组反射率值和产烃量，将煤层气生成过程分为3个阶段，此方案反映了煤成烃量的变化过程。戴金星等（1992）根据有机质成熟度，将煤成气（包括煤层气）的生成过程划分为3个阶段。本书根据煤有机质热演化程度（R_max）及后生变化、烃组分产量和性质，将煤层气生成过程划分为4个阶段，此类划分基本反映了煤层气生成的全过程。具体划分意见如表2.2所示。

表2.2 不同研究者对煤层气生成阶段的划分和依据

（据张新民等，2002）

在讨论煤层气生成的不同阶段之前，有必要简单阐述一下煤层形成的沉积环境。当有机质处在中位或高位沼泽时，以氧化环境（E_h＞0）为主，喜氧细菌作用占优势，在其分解作用下，有机质开始腐烂分解为水分和二氧化碳等物质。在这种环境中，即使有机质十分丰富，也难以保存，也就不可能形成具有工业意义的煤层。而当有机质进入到厌氧层后，厌氧细菌作用占优势，形成还原或强还原环境（E_h＜0）。此时大量有机质被保存下来，并堆积形成泥炭层。这一阶段虽然也存在生物化学和菌解作用，并生成少量气体，但由于上覆地层很薄或为松散的沉积物，不能起到保护封闭作用，这些少量甲烷也多逸散到空气中。因此，目前国内尚没有发现在泥炭层中具有较高的甲烷含量的实例，故本书未将泥炭化阶段的作用列入生气期。

2.3.1.1 原生生物气生成阶段

在泥炭至褐煤阶段煤中有机质由微生物降解作用生成的气体称原生生物气（或称生物化学气、细菌气）。即有机质在未成熟阶段，其 R_max≤0.50%（有人认为 ＜0.30%），此时煤层已经具备了一定厚度的盖层（＜1500 m），其温度约为50℃，经过甲烷菌群的分解，发生生物化学降解作用，生成以甲烷为主的气态产物（CH₄，NH₃，H₂S，H₂O，CO₂等），仅含有极少量重烃气，含量一般 ＜0.50%（或 ＜0.20%），为干气，干燥系数（C₁/C_2＋3）在数百以上。但由于褐煤中具有吸附能力的空隙为多核水分子所占据，故煤层对甲烷的吸附性差。在煤层顶底板有厚层泥岩或致密的岩层（如油页岩）存在，并对煤层气起良好的封闭作用时，煤层中才有可能保存并储集一定数量的煤层气。如我国抚新盆地，在煤层沉积之后，紧接着沉积了一层近百米的油页岩层，将煤层覆盖起来，使煤层中的甲烷得以封存。该区煤层的R_max为0.50%～0.75%，其含气量为5.55～15.23 m³/t，平均为9.23 m³/t，比同煤级高出近1倍，说明本区甲烷有一部分可能是在褐煤阶段生成的气，并被保存在煤层中。又如美国鲍德河盆地，煤层R_max＝0.30%～0.40%，煤层气含量仅为0.03～2.30 m³/t，然而由于煤层总厚达118m，盖层条件较好，已成为具商业意义的气田，并得到开发利用（Pratt et al.，1999）。我国目前对褐煤层煤层气缺乏研究和了解，但从内蒙古大雁煤矿（2000年）发生瓦斯爆炸事故分析，说明褐煤层中含有一定量的甲烷，亦可形成煤层气藏。

由泥炭到褐煤主要为细菌分解和发酵作用，减少CO₂，生成甲烷，其生成机制为

煤成（型）气地质学

随着煤层上覆地层厚度的不断加大，其温度场和压力条件随之逐渐增加，煤变质程度也不断加深。当进入长焰煤阶段，煤及其生成物在不同的热催化作用下，开始了热解生气作用；一直到无烟煤Ⅱ、Ⅲ号（即R_max为0.50%～6.00%），煤的累计生气量不断增加。在肥煤、焦煤和贫煤阶段为生气的高峰期；随着煤级的加深，出现了重烃和液态烃的生成过程，各种有机化合物和物理化学性质随之变化，呈现δ¹³C₁值从低变质到高变质、由轻变重的特点（图2.1）。热解生气作用又可分为热降解和热裂解两个生气阶段。

2.3.1.2 热降解气生成阶段

本阶段为长焰煤到瘦煤阶段，即R_max为0.5%～1.9%。此期由于腐殖型或腐殖泥型母质（干酪根为Ⅲ、Ⅱ₂）温度小于250℃，生成大量烃类物质，并以生气为主，生油为辅，产出大量重烃气，含量常大于3%。在气、肥煤、焦煤阶段，油、重烃和甲烷各自均有一次产出的高峰期。

图2.1 煤的成烃模式和有关演化特征

（据张新民等，1991，有修改）

2.3.1.3 热裂解气生成阶段

本阶段为贫煤和无烟煤阶段即R_max＞1.9%，或＞2.0%，在高温（250℃）条件下，残余干酪根、液态烃和部分重烃裂解形成甲烷，为重烃气含量极低的干气。由于在正烷烃中甲烷自由能最小，化学性质最稳定，而芳香烃在高温（250～300℃）条件下，自由能低于环烷烃及正烷烃，故在过成熟或超过成熟阶段，最终裂解产物主要是甲烷；重烃含量很低，一般＜2%。

热模拟试验结果证明，不同煤级的煤气发生率和煤在不同热演化阶段的气、液态烃产率是不同的（表2.3，2.4），产烃率随着煤级增加和温度的升高而逐渐增高。根据热模拟试验数据，寻找最佳煤级进行勘探是一个重要的地质因素。由于不同煤级的孔隙、裂隙、吸附性和渗透性不同，因此，选择最佳煤级（即肥煤、焦煤、瘦煤）是开发利用所必须考虑的重要问题。

在煤化作用的各个阶段中，煤具有不同的化学结构分子式。从褐煤到无烟煤，煤的芳香核环数量在逐渐增加，其纵向堆砌加厚，排列有序化。侧链基（主要为烷基）和含氧官能团、含氮、含硫等官能团，在不同压力和温度作用下，不断分解、断裂，伴随有烃类和非烃类气体的产出。其生成机制为：

表2.3 我国部分煤的热模拟试验煤气发生率数据 m³/t煤

*为综合数据；**为引用国外文献数据。 （据张新民等，1991）

表2.4 煤在不同热演化阶段的气、液态烃产量及气液比率

（据戴金星等，1992，经改编）

煤成（型）气地质学

煤成（型）气地质学

上述演变过程都是在热力学条件下进行的，并不断有CH₄生成。由于煤本身具有很大的内表面积，有很强的吸附能力，可以将生成的部分气体吸附在煤微小颗粒的表面，形成自产自储的煤层气藏；其余部分以游离态和溶解态运移出煤层，成为常规天然气的重要气源。

2.3.1.4 次生生物气生成阶段

Rice（1981）认为，次生生物成因气可以发生在任何煤级中，即褐煤或更高的煤级。次生生物成因气是一种后期细菌分解有机质生成的、以甲烷为主的气体。在地壳变动中，深埋的煤层被抬升到地表浅部，温度降低到小于50℃，由于带有富足的单细胞杆菌群的地表水，沿裂隙向煤层渗透，在缺乏硫酸盐的半咸水或淡水（低pH值）的还原水介质环境中，将煤分解为简单的有机质，再经厌氧细菌的分解作用形成CO₂和H₂，而CO₂和H₂在甲烷菌的合成作用后生成富¹²C的甲烷。Scott等认为，煤层中所发现的大部分生物成因气体，都是次生成因的生物气，它代表一种重要的煤层气资源。自20世纪60年代以来，在俄罗斯西西伯利亚北部的中生代地层中发现了一系列次生生物气大气田；之后相继在美国、加拿大等国家也发现了次生生物成因的大气田。我国在“九五”期间，据陶明信等2000）研究认为，淮南新集矿区的煤层气中有53%以上为次生生物气。

2.3.2 煤层气的组分及含量

表2.5 淮南煤田XS-02井煤心解吸气组分测试结果

（据陶明信等，2000）

煤层气是多种气体的混合物。表2.5是淮南煤田XS-02煤层气井不同煤层中煤层气组分的分析结果，该结果用气体质谱方法在MAT-271微量气体计上分析采自煤心解吸试验的煤层气样品而得到的，其组分数据均为扣除采样过程中混入的大气成分后的自然组分。从28组分析数据看，该井煤心解吸气的烃类组分以甲烷为主，其含量介于55.11%～95.75%之间；重烃含量很少；乙烷含量变化于0.03%～0.42%之间；丙烷含量在0.04%～0.18%之间，且大多数样品在仪器测试范围内检测不到丙烷。烃类组分的干湿指数（C₁/C_1～5）在0.997～1.0之间，说明为干气。该井煤心解吸气的非烃类组分主要为氮气，其次为少量二氧化碳，以及微量氨气和一氧化碳；一氧化碳属有害气体，但含量很低，只有0.02%～0.14%。表2.6是我国不同种类的煤层气样品用气相色谱仪测定的气体成分结果。其中的抽放煤层气样是指从井下瓦斯抽放钻孔口或从抽放泵站出口采集的气体样品，解吸煤层气样是指从密封解吸罐中采集的气体样品，开采煤层气样是指从地面垂直开发井中采集的气体样品。所有气成分分析结果都是无空气基的。为了对比，表中也列举了常规天然气的成分。可以看出，各类煤层气的成分中，除甲烷和重烃（如乙烷、丙烷、丁烷、戊烷）外，还有二氧化碳和氮气。

表2.6 中国部分矿区煤层气组分含量统计

续表

（据张新民等，2002）

为了进一步研究煤层气的组分和含量，本书统计了所收集的煤田地质勘探、煤层气开发井和矿井瓦斯抽放中测定的358个井田（矿）的煤层气样品，共涉及我国不同地质时代、不同煤级和不同矿区煤层气样品约6000余组数据。统计结果表明，煤层气（煤矿井中又称瓦斯）组分中以甲烷含量最高，含量为66.55%～99.98%，一般为85%～93%；二氧化碳含量为0～35.58%，一般＜2%；氮气含量变化极大，但一般＜10%。重烃气含量随煤级不同而变化，褐煤几乎为零，气煤、肥煤和焦煤含量最高，可达33.99%（云南恩洪矿区老书桌、大坪、硐山井田），平均为1.0%～14.10%；在云贵川地区龙潭组煤层中的含量较高，最大的为云南恩洪矿区，其次是黔西和重庆地区，其他地区极微。总体看煤层气中重烃气含量不及常规天然气中丰富。

据Scott对产自美国1380 多口煤层气井的985个气样的分析，煤层气的平均气成分为：甲烷占93.2%，重烃占2.6%，二氧化碳占3.1%，氮气占1.1%；平均发热量为3.7×10⁷J/m³（Scott，1995）。

从上述可见，虽然各地区煤层气的成分都是以甲烷为主，但在不同的含煤盆地，同一盆地的不同部位、不同煤级，以及不同煤层气井之间，煤层气的组成往往出现较大的差异。据Scott的研究发现，控制煤层气成分的主要因素有：①煤的显微组分，特别是富氢组分的丰度；②储层压力，主要影响煤的吸附能力；③煤的热成熟度，即煤阶；④水文地质条件，主要通过输送细菌及生成生物成因的气体而影响煤层气的成分（Scott，1995）。

2.3.3 煤层气地球化学特征及意义

煤层气（煤型气）是煤经过生物和热力学作用后生成的气体，因此煤层气的性质与煤层的形成母质类型和不同的沉积环境关系密切。同时煤层在经历了煤化作用和变质过程后，使煤层气的组分和物理化学性质与碳同位素地球化学等特征亦具有较大的差别。不同成因的煤层气具有不同的性质，因此对各种甲烷气的区别是十分必要的，它对煤层气的勘探开发具有重要的实际意义和理论意义。

2.3.3.1 煤层气的物理化学性质

煤层气中除甲烷之外，还有乙烷、丙烷、丁烷等及一些非烃类气体（CO₂，CO，H₂S，NH₃，Ar等）。其主要物理化学性质见表2.7，从表中可见，甲烷与重烃气在分子量、热值、沸点、临界温度及分子直径等参数上具有明显的差别，但均为气态、无毒、无色。烷烃气与非烃类气体的性质亦具明显区别。

表2.7 煤层气中常见组分的主要物理化学性质参数

①1 atm＝1.01325×10⁵Pa。 （据戴金星等，1992，经改编）

2.3.3.2 煤层气碳同位素特征

碳是组成煤、石油和煤层气的两个主要元素之一。碳同位素有两个稳定同位素，即¹²C和¹³C，其丰度分别为98.87%～98.98%和1.02%～1.13%。δ¹³C是煤层气的主要识别标志。

δ¹³C值由于在不同的成煤环境中由不同的母质类型形成，在后期又常受热力学、物理化学和生物作用产生的同位素效应和分馏作用，使其发生变化。下面分别进行讨论。

1）不同环境中各种生物碳同位素值：不同植物在淡水中生长和在咸水、半咸水中生长的δ¹³C值不同。淡水植物的δ¹³C值为－34‰～－8‰，跨度最大；而海生植物则偏重，δ¹³C值为－17‰～－8‰；海生动物、高山植物、热带和温带植物的δ¹³C 值较轻；藻类δ¹³C值为－24‰～－12‰。

2）各种烷烃碳同位素值：图2.2 反映出烷烃的δ¹³C值是不同的。δ¹³C₁跨度大，为－91‰～－14‰，但主要分布在－54‰～－30‰之间；δ¹³C₂为－44‰～－19.9‰，主要分布在－38‰～－24‰之间；δ¹³C₃为－38.7‰～－11.8‰，主要分布在－36‰～－22‰之间；δ¹³C₄为－33‰～－20.8‰，主要分布范围为－30‰～－24‰；生物气 δ¹³C 为－91‰～－51‰；油型气δ¹³C为－58‰～－30‰；煤型气δ¹³C为－63‰～－13.3‰；混合气δ¹³C为－36‰～－13‰。

图2.2 中国天然气烷烃和CO₂的δ¹³C₁值分布

（据于津生等，1997，有修改）

3）煤层气δ¹³C与R_max的关系：油型气和煤型气均随母质成熟度的加深其δ¹³C值随之变重，但油型气比煤型气δ¹³C轻。图2.3中煤型气的δ¹³C₁，δ¹³C₂和δ¹³C₃值亦随R_max值增大而变重，其中δ¹³C₁的变化幅度稍大，同时可以看出δ¹³C₁＜δ¹³C₂＜δ¹³C₃。

图2.3 中国煤层气δ¹³C₁、δ¹³C₂、δ¹³C₃与R_max相关分布图

（据于津生等，1997）

上述例子说明煤层气δ¹³C值变化与成煤环境、原始成煤质料和有机质热演化程度密切相关。

4）油型气和煤型气同位素的区别：由于两种气的母质均为有机成因，但油型气的干酪根类型为Ⅰ和Ⅱ₂型（Ⅱ₂型干酪根是以Ⅰ型为主，混有Ⅲ型的母质），煤型气干酪根为Ⅲ和Ⅱ₁型（Ⅱ₁型是以Ⅲ型为主，为混有型干酪根）。其δ¹³C值分布见表2.8，油型气的δ¹³C₁较煤型气轻约－10‰，较δ¹³C₂、δ¹³C₃轻－3‰，同时较δD₁轻约－70‰；混合气则介于二者之间。傅家谟等认为，当R_max为0.5%～4%时，同一成熟度煤成层（煤层气）的δ¹³C比油型气重2.5‰±；当R_max为0.5%～2.5%时，δ¹³C₁＞－30‰是煤型气，δ¹³C₁≤－55‰～－43‰是油型气；δ¹³C₂＞－25.1‰、δ¹³C₃＞－23.2‰是煤型气；δ¹³C₂＜-28.8‰，δ¹³C₃＜－25.5‰为油型气。于津生等认为油型气δ¹³C₁分布范围为－58‰～-30‰，陆相沉积区δ¹³C₁确认值为－50‰～－40‰，海相沉积区δ¹³C₁确认值为－50‰～－30‰。根据成熟度，油型气可分为低成熟-成熟气、高成熟气和过成熟气3种类型：低成熟气的特点是与油伴生，重烃含量一般＞10‰，δ¹³C₁为－55‰～－40‰；高成熟油型气与凝析油伴生，重烃含量一般为5‰～10‰，δ¹³C₁为－40‰～－35‰；过成熟油型气为干气，重烃含量 ＜5‰，δ¹³C₁为－35‰～－30‰。煤型气中矿井瓦斯 δ¹³C₁＜－45‰，＞－20‰的情况很少；当δ¹³C₁为－45‰～－20‰时有两种情况，其一是当δ¹³C₁＞－30‰时可确认为煤型气，其二是当R_max＜1.5‰时，若δ¹³C₁＞－37‰也可确认为煤型气。

表2.8 东濮坳陷天然气同位素组成对比与鉴别

（据于津生等，1997）

5）原生与次生生物气的主要区别：生物气系指在还原环境中，由于细菌的降解作用生成的以甲烷为主的干气。生物气δ¹³C₁≤－58‰，也有人认为≤－55‰或＜－60‰，本书根据所测结果，认为δ¹³C₁＜－58‰为宜；重烃气含量＜0.5‰或＜0.2‰，C₁/C_2＋3为170～250，缺丁烷。原生成因生物气多发生在白垩纪—新生代地层中R_max＜0.5%的褐煤阶段。次生成因生物气一般指R_max为0.55%～6.0%的煤层中，由于后期生物的降解作用生成的气体。其特点是煤层经过了不同程度的热解生气的作用，生成过热成因气。后来被抬升，使部分热成因煤层气散失。但对淮南新集矿的研究表明，该区煤层气中既有次生生物气，亦存在热成因气。陶明信等（2000）对新集矿区的8 层煤、18个样品进行了分析研究，其R_max为0.85%～0.97%，δ¹³C₁为 61.3‰～50.7‰，平均为 56.6‰；δ¹³C₂为25.3‰～10.8‰，平均为 19.7‰；δ¹³C_CO2为 29.2‰～6.0‰，平均为 17.84‰；C₁/C_2＋3为99.5～99.9。根据δ¹³C₁＝40.49 lgR_max34.0的关系计算，生物气占53.8%～56.5%，热成因气占46.2%～43.5%。生物成因气中的原生和次生生物气的区别目前利用δ¹³C₁值还难以区分，需应用综合的手段，如地质背景、煤级和产状等加以分析。

6）浅层气、瓦斯和深层煤成气碳同位素的区别：浅层气指埋深小于1500 m的煤层气，瓦斯即为煤矿井抽放出来的煤层甲烷，深层气为埋深大于3500 m的煤层气。由于埋深不同，其所处的地热场也不一样，煤级亦有区别，故导致了煤层气的δ¹³C₁值的变化。瓦斯（抽放气）的δ¹³C₁值由于采煤活动，可使外界的其他气体（如CO₂）混入，使δ¹³C₁值为-63.4‰～-32.8‰，平均为-48.2‰。但不同煤级的瓦斯δ¹³C₁值是不同的，从褐煤到焦煤阶段的瓦斯，其δ¹³C₁值为-63.4‰～-39.1‰；无烟煤瓦斯的δ¹³C₁为-41.1‰～-24.9‰；浅层煤层气的δ¹³C₁值为-66.30‰～-40.3‰，平均为-56.7‰；深层气δ¹³C₁值为 -37.3‰～-28.5‰，平均为 33.5‰（表2.9）。也就是说浅层煤层气的δ¹³C₁＜瓦斯δ¹³C₁＜深层煤层气δ¹³C₁，即为-56.7‰＜-48.2‰＜-33.5‰。从表中还可以了解到，同等煤级也同样是浅层 δ¹³C₁（-65.54‰）＜瓦斯 δ¹³C₁（-56.2‰）＜深层气 δ¹³C₁（-36.05‰），且气煤煤层气δ¹³C₁大于焦煤煤层气δ¹³C₁。

表2.9 中国煤层气碳同位素值统计

*为原石油部资料，其他为煤炭科学研究总院西安分院资料，2002。 （据张新民等，2002）

2.3.3.3 煤层气地球化学特征的研究意义

1）通过对煤层气的生成过程、生成成因、组成成分的研究，已认识到煤层气生成是一个复杂的过程，受诸多因素制约；且煤层气的成分相当复杂，类型多种多样。因此，研究其生成的机制，区别出不同甲烷的成因类型，对了解煤层气的生、储、运具有重要的勘探和理论意义。

2）对煤层气物理化学性质的研究，对指导煤层气的地质勘探、选择有利区块和确定靶区具有实际意义，同时对不同气源的开发利用和经济评价也是十分必要的。

❸ 什么是煤层气

在煤的形成过程中伴随着3种副产品生成——甲烷、二氧化碳和水。由于甲烷是可燃性气体，又深藏在煤层之中，所以人们称它为“煤层气”。

甲烷一旦产生，便吸附在煤的表面上。甲烷的产生量与煤层深浅有关。一般来讲，煤层越深，煤层气越多。

理想的煤层气条件是：煤层深度300米~900米，覆盖层厚度超过300米，煤层厚度大于1.5米，吨煤含气量大于8.51立方米，裂缝密度大于1.5米／条为好。

开采甲烷的关键问题有2个：一是使甲烷从煤的表面解吸下来，一般是靠降低煤层压力来解决，主要办法是通过深水移走来降低压力；二是让从煤层表面解吸下来的甲烷顺利穿过裂缝进入井孔。

煤层气如果得不到充分利用，会带来2大害处：一是在煤层开采过程中以瓦斯爆炸的形式威胁矿工的生命安全；二是每年全球有上千亿立方米的瓦斯进入大气中，对环境造成巨大污染。所以，在很早以前人们就想把煤层气作为资源加以利用，让它化害为利，这便是人们开发利用煤层气的最初动因。

进入20世纪70年代后，受能源危机的影响，人们在寻找新能源方面的积极性空前高涨。在有天然气资源的地方，天然气备受青睐；在没有天然气的地区，煤层气便成为人们寻找中的理想新能源。此外，随着开采和应用技术的进步以及显著的经济效益，又给煤层气的开发利用注入了新的动力。

开发煤层气在经济上的优越性表现在几个方面：勘探费用低、利润高、风险小、生产期长。其勘探费用低于石油的勘探费用，生产气井的成本也较低。一般来讲，煤层气的钻井成功率可达到90％以上，打一口井只需要2~10天。浅层井的生产寿命为16~25年，4米井的生产寿命为23~25年。

现有资料表明：全世界煤层气资源为113.2×1012~198.1×1012立方米。国外对煤层气的小规模开发利用始于上个世纪50年代，大规模开发利用则是从80年代开始的。

目前，美国煤层气的开采在世界上居领先地位，每天煤层气产量已超过2800万立方米。中国煤炭储量为1×1012吨，产量居世界首位，煤层气资源为35×1012立方米，相当于450亿吨标准煤，与中国常规天然气资源相当，已成为世界上最具煤层气开发潜力的国家之一。

❹ 煤层气形成与分布

一、煤层气的涵义及其边界

煤层气是一种非常规天然气藏，具有与常规天然气藏迥然不同的特征，直接将天然气藏的概念应用于煤层气显然不妥。根据煤层气的具体特征，结合前人的定义，本书将煤层气定义为“受相似地质因素控制，含有一定资源规模，以吸附状态为主的煤层气，具有相对独立流体系统的煤岩体”。由于煤层气与其他非常规气藏一样，大面积连续分布，因此它也是连续性气藏的一种。

通过对国内、外典型煤层气的系统解剖，将煤层气边界系统归纳为五类:水动力边界，风氧化带边界，断层边界，物性边界，岩性边界。

水动力边界:以吸附态为主的煤层气大部分通过地下水静水压力作用得以赋存，同时地下水的补给、运移、滞留、排泄控制了煤层气聚集的基本单元。因此，地下水动力条件是煤层气富集成藏的决定性因素之一。水动力边界可细分为地下水分水岭和水动力封堵两种类型。地下水分水岭的存在使其两侧的煤层气处于不同的流体流动单元，分属不同煤层气。这类边界在美国Utah州的中东部和中国的沁水盆地南部存在。地下水分水岭的形成受构造控制，一般为背斜的轴部。水动力封堵边界是最常见的煤层气边界，几乎所有的煤层气都存在。以地下水沿煤层露头补给、向深部运移、形成一定高度的地下水水位、促使煤层气在滞留区富集为主要表现形式。水动力封堵的机理为:要使储层内保存一定量的煤层气，就必须具备一定的储层压力，即地下水静水位面(对应于储层压力)具有一定的高程。可见，水动力边界是一个间接反映含气量的边界，也是一个随地下水位变化的动态边界。

风氧化带边界:是一个取决于煤层气组分组成的边界，由于地下水水位下降，煤层气沿露头散失和空气混入使得煤层气组分组成发生变化，甲烷含量降低，二氧化碳、氮气含量增加。一般将甲烷浓度80%作为风氧化带底界，如沁水盆地南部风氧化带边界以上甲烷浓度急剧下降(图4-19)。因此，从某种程度上说风氧化带是一种人为划定的边界。

图4-19 沁水盆地南部风氧化带边界的确定

断层边界:断层作为重要的煤层气侧向边界可区分为封闭性断层和开放性断层。封闭性断层的封闭机制是断层带岩体的排替压力必须大于储层压力，有4种作用方式:泥岩涂抹作用加强了断层的封闭性，断层两侧岩性配置因断层的落差和与煤储层对接的岩层排替压力而不同，强烈的颗粒碎裂作用和成岩胶结作用是造成断层封闭的基础。开放性断层的封闭性取决于断层带静水压力的大小，富水性强、静水压力高有利于煤层气保存，否则将引起煤层气散失，这与水动力封堵边界的作用机理相同。

物性边界:当煤体在构造应力作用下破坏为糜棱煤、物性变差、排驱压力显著增大时，对煤层气的扩散运移将起到阻止作用。同时糜棱煤本身含气量高、储层压力高，阻止了邻近煤体煤层气的浓度扩散运移散失。这类边界往往与断层边界共生，沿断层带分布，对于提高开放性断层的封闭性具有重要意义。不同性质的断层、断层的上下盘都会产生不同宽度与不同破坏程度的煤体。随着煤层气开发和煤炭开采的实践，此类边界越来越受到人们的重视。

岩性边界:岩性边界是指位于煤层尖灭带的边界，这类边界可以分为两种情形:一是位于煤层尖灭带的岩性具有较大的渗透率，排驱压力低，如砂岩、裂隙孔隙发育的灰岩等，煤层气将难以在煤层内聚集，易逸散，不利于保存;二是位于煤层尖灭带的岩性具有较低的渗透率，如泥岩、粉砂岩等，该岩性边界具有较高的排驱压力，有利于煤层气的保存。

二、煤层气地球化学特征

煤层气地球化学分析数据主要来自煤岩解吸气、瓦斯抽放气及井口排采气等样品，前两者数据的分布范围较宽。张新民等(2002)统计了我国不同地质时代和各种煤级的358个井田(矿)煤层气组分6000余组数据，结果显示，煤层气组分构成以CH₄为主，其含量变化范围为66.55%～99.98%，一般为85%～93%;CO₂含量为0～35.58%，一般＜2%;N₂的含量变化很大，但一般＜10%;重烃气含量随煤级不同而变化。Scott等(1993，1994)对美国煤层气井的795个气样的分析结果表明，煤层气的组分及其平均含量为:CH₄占93.2%，C₂₊(重烃)占1.6%，CO₂占4.4%，N₂占0.8%。从前人统计数据看，井口排采的煤层气无论是热成因气(如黑勇士盆地、沁水盆地等)，还是生物成因气(如粉河、阜新盆地等)，煤层气的组分差别不是很大，主要为甲烷(平均值为97%～99.75%)，重烃气及非烃气含量均很低(一般小于2%，多小于1%)(表4-5)。相对于常规天然气而言，煤层气组分较一致，无论源岩的成熟度是未成熟还是过成熟，煤层气的组分均显示干气的特征，来源于煤系的常规天然气组分往往受到源岩的成熟度影响，随着成熟度增大，甲烷含量升高，重烃气含量降低，过成熟的晚阶段气富集甲烷。如高过成熟煤系生成的克拉2气田甲烷含量达96.58%，C₃以后的烷烃组分基本检测不到，而成熟-高成熟阶段生成的牙哈凝析气田天然气组分甲烷含量均值只有82.32%，C_2-5含量达11.61%。

碳同位素组成上煤层气与常规天然气有着明显的差别(陶明信，2005)。目前由于煤层气主要成分为甲烷，C₂₊组分较少，统计中数据较少。热成因的常规煤成气与煤层气碳同位素最大的差别是成熟度相近源岩的煤层气甲烷碳同位素明显偏轻，例如沁水盆地南部二叠系3^#煤层的R_o最高可达3.5%以上，库车侏罗系煤系源岩R_o小于2%，但库车克拉2晚期阶段聚集的天然气甲烷碳同位素为-27.3，明显重于沁水盆地南部过成熟的煤层气甲烷碳同位素值(-31.95)，这种现象也存在于其他盆地，是一种普遍的现象。

表4-5 我国典型煤成气与国内外煤层气组分及碳同位素对比

引起煤层气与常规天然气碳同位素差异性的原因不同。常规天然气甲烷碳同位素主要受到母质和源岩热演化程度R_o的影响，煤成气和油型气δ¹³C₁-R_o演化线不同(图4-20)。煤层气甲烷碳同位素受到生烃作用与后期改造作用的影响，前者与常规天然气相似，主要为煤岩热成熟度的影响，后者主要因素包括解吸作用、生物作用、水动力作用。常规天然气主要为游离气，煤层气为吸附气，后期吸附解吸过程中会造成组分和同位素的变化。常规天然气除典型生物气外，我国已发现的大、中型煤成气藏受到生物降解的影响较小，而目前工业开采利用的煤层气一般埋深小于2000m，生物降解作用使得源岩成熟度相近的煤层气较常规煤成气的甲烷碳同位素偏轻(Scott，1993;Ayers，2002)。煤层气受水动力条件影响较大，其作用机制为甲烷通过水溶作用而改变同位素的组成。

图4-20 我国煤层气、煤成气和油型气δ¹³C₁-R_o关系图

三、煤层气形成演化过程

根据中国含煤盆地构造演化特征分析，除变质程度较低的含煤盆地外，绝大多数盆地都经历了沉降和回返抬升演化阶段，煤层经历了埋藏-抬升的构造演化过程，有的盆地甚至经历了多次的旋回。而煤层的埋藏-抬升构造演化过程决定了煤层气的成藏演化过程。

图4-21是煤层气演化与相应的主要成藏机制示意图。随着煤层的埋藏和抬升，煤层气形成过程主要经历了煤层气的生成和吸附阶段、煤层的吸附能力增加阶段和煤层气的解吸-扩散和保存阶段，其中煤层气的生成和吸附阶段包括由于煤层埋藏而造就的煤层气生成-吸附阶段和由于异常热事件而造就的煤层气生成-吸附阶段;煤层气的解吸-扩散和保存阶段中主要包括盖层扩散机制和地下水溶解机制。在各种机制作用下得以保存的煤层气形成现今煤层气。

现今煤层气的富集程度是聚煤盆地回返抬升和后期演化对煤层气保持和破坏的综合叠加结果。在煤层抬升回返过程中上覆地层厚度变化影响下的温度、压力的变化控制了煤层含气量的变化，因此地质历史时期中煤层上覆地层最小厚度决定了现今煤层的含气量。

根据上述煤层气成藏历史恢复，结合煤层气成藏物理模拟实验，归纳出中、高煤阶煤层气成藏的3种地质模式和低煤阶有利成藏模式。

有利富集模式(Ⅰ):煤层区域回返抬升至风化带之下，再沉降但未超过抬升前的深度，煤层含气量取决于地质历史时期上覆地层的最小厚度，厚度越大含气量越高，含气饱和度高于较有利富集模式。

较有利富集模式(Ⅱ):煤层在区域回返抬升后再发生沉降，再沉降超过抬升前的深度，煤层含气量取决于地质历史时期上覆地层的最小厚度，在没有外来气源补给的条件下，饱和度取决于再沉降的地层厚度，再沉降地层的厚度越大饱和度越低。

不利富集模式(Ⅲ):煤层在区域回返抬升后仍持续抬升至风化带内，使煤层中含气量和饱和度都很低，一般达不到煤层成藏的含气量。

低煤阶有利成藏模式(Ⅳ):与高煤阶相比，低煤阶煤层气成藏过程简单，沉降生烃之后的抬升回返幅度小;一般不存在二次生烃，即使存在岩浆侵入造成煤的接触变质，其影响范围也是局部的;地下水径流带是次生生物气生成的有利场所，为低煤阶煤层气提供了持续的气源补给，在此生成的煤层气可原地保存(粉河盆地)，也可在地下水作用下运移至滞流区富集(阜新盆地);往往以巨厚的煤层或煤组出现，形成高资源丰度，进而抵消煤层气含气量低的缺陷。

图4-21 煤层气演化与相应的主要成藏机制示意

四、煤层气分布规律

通过对国内、外中高煤阶含煤盆地的研究可以看出，在大的区域背景下具有向斜构造富集煤层气的规律，这一现象比较普遍，如美国圣胡安盆地在煤田或二级构造带也具有这种规律。无论是否受煤阶的影响，在向斜的核部，煤层含气量都较高，呈现盆地边缘往盆地中心含气量增加的特征(图4-22)。我国沁水盆地也具有向斜富气的规律，该盆地剖面形态上为一个完整的复式向斜盆地，向斜部位含气量明显高于两翼，明显存在向斜富气的规律。如沁水盆地复向斜南部地层宽阔平缓，地层倾角平均只有4°左右，区内低缓、平行褶皱普遍发育，展布方向以北北东向和近南北向为主，呈典型的长轴线型褶皱。晋城地区煤层气分布普遍是背斜轴部含气量低，含气量为5～15m³/t，特别是潘庄矿西部的马村背斜表现得更加明显，而向斜轴部和翼部煤层含气量高，含气量均高于15m³/t(图4-23)。

由以上分析可见，向斜富气规律不仅存在，同时机理上也支持。可以说是构造演化、水动力条件以及封闭条件综合作用的结果，而这三大地质条件正是煤层气富集的重要因素。煤层气向斜富集模式可以用图4-24进行描述，在一个区域向斜构造背景下，往向斜轴部方向，由于大气渗入水沿着边缘露头向轴部低水势方向汇聚，形成向斜区汇水区，矿化度高，在边沿隆起区可形成侧向水封堵，形成良好的保存条件环境;向斜轴部比边缘部分煤层上覆地层厚度大，煤层维持更高的地层压力，煤层气吸附量大;从构造的角度看，向斜轴部是地层沉降幅度大的区域，由于沉降深埋，煤层可以进行充分的热演化，并有助于生气，同时轴部构造活动稳定，断裂、裂缝不发育和盖层稳定均有利于煤层气的富集。因此，在向斜构造中，一般具有轴部高含气量，往边缘隆起含气量降低直至风氧化带分布的特点。

图4-22 美国圣胡安盆地Fruitland组煤层含气量等值线(m³/t)图

图4-23 沁水盆地晋城地区地质构造形态与3号煤含气量关系

图4-24 向斜构造煤层气富集模式

❺ 煤层气的生成和运移

(一)煤层气的生成

植物遗体埋藏后，经过微生物的生物化学作用转化为泥炭(泥炭化作用阶段)，泥炭又经历以物理化学作用为主的地质作用，向褐煤、烟煤和无烟煤转化(煤化作用阶段)。在煤化作用过程中，成煤物质发生了复杂的物理化学变化，挥发分含量和含水量减少，发热量和固定碳的含量增加，同时也生成了以甲烷为主的气体。煤体由褐煤转化为烟煤的过程，每吨煤伴随有280～350m³(甚至更多)的甲烷及100～150m³的二氧化碳析出。

泥炭在煤化作用过程中，通过两个过程，即生物成因过程和热成因过程而生成气体。尽管生成气体的主要成分为甲烷，但同时还有水、二氧化碳、湿气和液态烃释放出来(表4－4)。

表4－4煤化作用过程中(至R_o=2.0%)所生成的气体体积表

注:①scf:标准立方英尺.Standardcubicfeet的缩写，是国外天然气行业常用单位。1scf=0.0283168m³。Tscf为万亿标准立方英尺。(据Scott，1993)

根据来源的不同(生物成因和热成因)和煤化作用过程中气体化学成分的组成变化可将煤层气分类(表4－5)。

表4－5生物成因和热成因煤层气产生的阶段表

(据Scott et al.，1994)

1.生物成因煤层气

生物成因煤层气，是有机质在微生物降解作用下的产物，是指在相对低的温度(一般小于50℃)条件下，通过细菌的参与或作用，在煤层中生成的以甲烷为主并含少量其他成分的气体。生物成因煤层气的生成有两种机制，即二氧化碳的还原作用和有机酸(一般为乙酸)的发酵作用(Law，1993)。尽管两种作用都在近地表环境中进行，但根据组分研究，大部分古代聚集的生物气可能来自二氧化碳的还原作用。煤层中生成大量生物成因煤层气的有利条件是:大量有机质的快速沉积、充裕的孔隙空间、低温、高pH值的缺氧环境、低硫酸盐浓度(Law，1993)。按照生气时间、母质以及地质条件的不同，生物成因煤层气有原生生物成因气和次生生物成因气两种类型，两者在成因上无本质差别。

(1)原生生物成因煤层气:原生生物成因煤层气，是在煤化作用阶段早期泥炭沼泽环境中的低变质煤(泥炭到褐煤)经微生物作用使有机质发生一系列复杂过程所生成的气体，又称之为早期生物成因煤层气。由泥炭至褐煤阶段，可生成原生生物气量约为38m³/t。

对于原生生物成因煤层气和热成因煤层气的形成阶段，不同学者的划分方案不尽相同。Scott等以R_o<0.3%为原生生物气的界限值，而热成因煤层气开始生成的R_o值为0.5%(表4－5);Palmer将(原生)生物成因煤层气和热成因煤层气的R_o临界值定为0.5%;Rice(1993)认为热成因煤层气形成始于0.6%左右。传统的天然气成因理论认为，生物煤层气一般形成于R_o值为0.3%以下，而热成因煤层气形成于R_o值在0.6%～0.7%之上，即生气母质在R_o值0.3%～0.6%的热演化阶段不生气。但近年来的研究表明，生气母质在R_o值为0.3%～0.6%阶段仍然生气，且可形成相当规模的气田(目前出现的多为煤型气田)，这一阶段所生成的气体称为生物热催化过渡带气(徐永昌，1994)，即是说，有机质生气是一个连续的过程，煤层气也应如此。

由于泥炭阶段煤层温度和压力较低，煤的吸附能力较弱，且由于泥炭的含水量较大，煤中的孔隙表面多被水分子所占据，故原生生物成因气在煤层中的吸附量较少。大多数原生生物成因气和二氧化碳极易扩散到大气中或溶解于地层水并最终在压实和煤化作用过程被排出(Scott，1993)，因此原生生物成因气较难成藏。

(2)次生生物成因煤层气:煤系地层在后期被构造作用抬升并剥蚀到近地表，细菌通过流动水(多为大气降水)进入煤层水中。在低、中煤阶煤中，当温度、盐度等环境条件适宜微生物生存时，在相对低的温度下(一般小于56℃)，细菌通过降解和代谢作用将煤层中已生成的湿气、正烷烃和其他有机化合物转变成甲烷和二氧化碳，即形成次生生物成因煤层气。

煤层中的生物成因气大多数可能为与地下水流动有关的次生生物成因煤层气。大气水通过渗透性煤层或其他富有机质岩石将细菌带入煤层，细菌的新陈代谢活动产生次生生物成因煤层气。因此，次生生物成因煤层气与原生生物成因煤层气的不同之处在于—细菌是煤层在盆地边缘埋藏、煤化及随后的抬升和剥蚀之后才进入煤层的(Scott，1993)。

次生生物成因煤层气的形成时代一般较晚(几万至几百万年前)。煤层中存留的生物成因煤层气大部分属于次生生物成因煤层气。次生生物成因煤层气的生成和保存需要以下条件:①煤阶为褐煤—焦煤;②煤层所在区域发生过隆起(抬升)作用;③煤层有适宜的渗透性;④沿盆地边缘有流水回灌到盆地煤层中;⑤有细菌运移到煤层中;⑥煤层具有较高的储层压力和能储存大量气体的圈闭条件等(Law，1993;Scott et al.，1994)。

假如煤化作用、区域抬升和次生生物成因煤层气之后煤层又埋藏并进一步煤化，或者构造运动改变了盆地水动力条件，则次生生物成因煤层气的化学和同位素特征将会消失(Gould和Smith，1979)。

2.热成因煤层气

热成因煤层气，是在温度(>50℃)和压力作用下，煤中有机质发生一系列物理、化学变化，煤中大量富氢和富氧的挥发分物质主要以甲烷、二氧化碳和水的形式释放出来。在较高温度下，有机酸的脱羧基作用也可以生成甲烷和二氧化碳(Ayers et al.，1994)。

随着褐煤埋藏深度增加、温度上升，煤的变质程度不断提高，生成大量的甲烷和其他气体。这一变质过程导致有机质不断脱氧、脱氢、富碳。生成的气体类型取决于煤的变质程度(图4－1)。Meissner(1984)认为:当镜质组反射率(R_o，max)大于0.73%、干燥无灰基挥发分含量大于37.8%时，热成因煤层气开始大量生成。Law(1985)认为热成因煤层气开始大量生成时的温度为88～93℃，R_o，max为0.80%。Rightmire et al.(1984)认为:当R_o，max为0.60%、挥发分为40.24%即相当于高挥发分烟煤C时(相当于我国的褐煤—长焰煤阶段)热成因煤层气开始生成，生气高峰在150℃左右，相当于中挥发分烟煤、低挥发分烟煤、半无烟煤(相当于我国的焦煤—贫煤阶段)。张新民等(1991)以R_o，max=1.90%为界，划分0.50%<R_o，max<1.90%的成熟阶段为热解气阶段，R_o，max>1.90%的过成熟阶段为裂解气阶段。因为煤是腐殖型干酪根(Ⅲ型干酪根)，成岩和煤化作用期间不存在明显的液态烃过程，热解气、裂解气的划分不是十分严格。

据Hunt(1979)研究:在煤化学作用早期(地层温度<120℃)，生成的气体以二氧化碳为主，在高挥发分烟煤和中挥发分烟煤分界处(相当于我国的肥煤阶段)所生成的二氧化碳是甲烷的两倍多。在该点之后，甲烷气的生成量迅速增加，产气高峰在中挥发分烟煤与低挥发分烟煤的分界处(相当于150℃)。此时，镜质组反射率达1.8%左右，生成的气量约占从褐煤至无烟煤总生气量的70%。之后继续生气，至无烟煤2号(镜质组反射率超过4.0%)，逐渐停止生气过程。

热成因甲烷的生成大致分三个阶段:

(1)褐煤至长焰煤阶段———生成的气量多，成分以CO₂为主(占72%～92%);烃类<20%，而且以甲烷为主，重烃气<4%。

(2)长焰煤至焦煤阶段———烃类气体迅速增加(占70%～80%)，CO₂下降至10%左右。烃类气体以CH₄为主但含较多的重烃，至肥煤、焦煤时重烃可占10%～20%。该阶段是主要的生油阶段，如果煤中壳质组含量多，则油和湿气含量亦多。

(3)瘦煤至无烟煤阶段———烃类气体占70%，其中CH₄占绝对优势(97%～99%)，几乎没有重烃。

煤阶和有机质性质不同，其产气量差异很大。煤阶高，产生的煤型气多。据前苏联报道，形成1t褐煤可产生38～68m³煤型气，形成1t长焰煤可产生138～168m³煤型气，相应地形成1t气煤、肥煤、焦煤、瘦煤、贫煤、无烟煤则分别可产生182～212m³、199～230m³、240～270m³、257～287m³、295～330m³、346～422m³煤型气。不同的显微组分对成气的贡献不同，王少昌等(1985)对低煤阶煤显微组分的热模拟实验结果表明:壳质组、镜质组、惰质组最终成烃效率比约为3.3∶1.0∶0.8。傅家谟等(1990)认为，在相同演化条件下，惰质组产气率最低，镜质组产气率是惰质组的4.3倍，壳质组产气率为惰质组的11倍并产出较多的液态烃。

(二)煤层气的运移

大多数煤层是自生自储的。然而，煤储层中可能包含自源或运移来的热成因气、生物成因气或混合气(Rice，1993;Scott et al.，1994)。在某些情况下，煤层既是热成因煤层气的源岩又是其储层，煤层中无气体的运移。然而在另外一些情况下，煤层圈闭(吸附)了从其他源岩运移来的气体，或煤层吸附煤层裂隙与水界面处微生物生成的气体(次生生物气)，则煤层中出现气体的运移。

储层压力可将煤层气保持在煤的微构造中。由于自然原因或者人类活动煤层压力降低，气体解吸、扩散最终以游离气流动，从而导致气体的运移。自然的降压方法主要是抬升剥蚀，抬升剥蚀通常发生在盆地边缘，但也可以在更大区域中发生。煤矿开采或气井采气也可导致煤层中的压力降低。煤大多是饱含水的，而煤层的泄水也能使压力降低。煤层微构造中气体的解吸和扩散过程使气体释放出来，然后开始运移，从而导致煤层气组分的变化。

❻ 煤层气是什么

煤层气俗称“瓦斯”，其主要成分是CH4（甲烷），是主要存在于煤矿的伴生气体，也是造成煤矿井下事故的主要原因之一。它是成煤过程中经过生物化学热解作用以吸附或游离状态赋存于煤层及固岩的自储式天然气体，属于非常规天然气，它是优质的化工和能源原料。煤层气是热值高、无污染的新能源。它可以用来发电，用做工业燃料、化工原料和居民生活燃料。煤层气随着煤炭的开采泄漏到大气中，会加剧全球的温室效应。而如果对煤层气进行回收利用，在采煤之前先采出煤层气，煤矿生产中的瓦斯将降低70%~85%。

煤田瓦斯是一种能源资源。因此，各国都积极扩大抽放瓦斯的应用范围及研究煤田瓦斯开发与利用的技术途径。从勘察情况看，围岩瓦斯是可观的瓦斯源，而且有可能成为煤成气田。在高瓦斯矿井采后的老采空区中及报废的矿井中，一般都积存大量的瓦斯。这些瓦斯是很好的瓦斯源地。

我国的抚顺胜利煤矿是停产报废的矿井，但至今仍在抽放瓦斯，年抽放达到2300万立方米，可供给一个甲醛厂和6635户居民利用。地面钻孔预抽煤层瓦斯，是扩大煤田瓦斯开发的重要技术手段，它可以摆脱煤田开采条件的限制，达到提前抽放瓦斯。煤矿开采过程中放出的瓦斯，除抽放一部分外，其余都是经风流排至地面大气中。这部分瓦斯比抽放的瓦斯量大10余倍。科学家正在研究利用这种低浓度瓦斯的技术，如果该技术能达到工业应用水平，将为煤田瓦斯的开发利用开辟广阔的前景。

❼ 煤成气与煤层气的区别

煤成气(油)与煤层气虽然在有机质类型及煤化过程中的生气机制等诸多方面有相同之处，气源也难以截然分开，但是煤成气(油)与煤层气的成藏条件有比较明显的差异。

(1)煤成气(油)源广于煤层气源

煤成气不仅源自煤层，也源自含煤岩系中的炭质泥岩和暗色泥质岩，并且在一些含煤盆地中，炭质泥岩和暗色泥质岩比煤岩更重要，是主要气源岩；“煤层气”主要生自含煤岩系中的煤层，炭质泥岩和暗色泥质岩不可能是“煤层气”的主要源岩，故煤成气(油)烃源较煤层气广。

(2)演化成气作用不同

虽然煤成气与煤层气都可以经过生物化学作用及热演化作用生成，但是世界上具有工业价值的煤成气田主要是以热演化作用为主形成的，煤层气则以早期和晚期生化作用生成为主。煤层气虽然可以分布在不同煤阶，但其生气机理比较复杂，可以与有机质成熟度没有关系，可以是未成熟，也可以处在高成熟阶段；其成因可以是热演化作用，但是早期和晚期生化作用的影响很大，即煤层经历过抬升剥蚀，进入生物大量活动的范围，地下水带入大量细菌和营养物质，对其中的有机质进行降解，产生煤层甲烷，故也有人称之为煤层生物气。

(3)气体组分、性质有较大差别

1)煤层气的气体组分更干。通常煤层气烃类组分甲烷大于98%～99%(除去非烃气体统计)，占绝对优势，一般不含重烃，干燥系数C₁/C_1-4一般在0.99～1。

2)煤层气碳同位素值δ¹³C₁值跨度很大，并且偏轻。δ¹³C₁值为-24‰～-70‰(以＜-50‰为主)，跨进了生物气的分布区，如唐山、峰峰、鹤壁以及柳林、吴堡的煤层气 δ¹³C₁值为-55‰～-70‰，说明了埋藏较浅的煤层气具有生物成因特征。

3)煤层气没有也不可能形成煤层油。

4)储集条件不同。煤层气是基本没有经过运移的煤型气，以煤层作为储层，煤层气的储层是以煤层中的孔隙和割理为主体，煤中的天然裂隙以割理为主，是煤中流体(气体和水)渗流的主要通道；煤成气是经过运移的煤型气，可以运移至含煤岩系之外，在合适的地层中储存，并聚集形成煤成气藏，其储层特点可以是单孔隙结构和双重孔隙结构，裂隙以构造裂隙为主。因此，“煤成气(油)”有明确的生、储、盖层及其组合，“煤层气”没有明确的生、储、盖层之分。

5)聚集条件不同。煤成气肯定是经过一定规模的运移、聚集过程，与其他类型天然气(油)一样，有明确的储盖组合、运聚成藏和圈闭条件；煤层气主要赋存在煤层的颗粒和裂隙表面，以吸附作用为主。因此煤层气藏是在地层压力作用下“圈闭”的有一定数量的煤岩体；“煤层气”藏的形成取决于煤层有机质生成的量和被煤层表面所吸附的气量。虽然煤层气在煤层中有自由(游离)和吸附两种状态赋存，其游离状态的煤层气是指“往返运动于煤层内生裂隙和外生裂隙中”的气体分子；吸附状态的煤层气则“以分子引力吸附于煤层裂隙表面和煤层的微孔隙内”。虽然煤层的孔隙度很小，但是孔隙内表面积高达100～400m²/g的煤，可以将大量的CH₄分子吸附在微孔隙内表面上，从而在煤层中储藏有不可忽视的以CH₄为主的煤层气。在地下状态，这两种状态的煤层气在地层压力和温度条件下处于动平衡状态。若压力增加、温度降低，游离态煤层气可转化为吸附状态；反之，若压力降低，吸附状态的煤层气可转化为游离状态，即煤层气的“解吸过程”，从而形成具有工业开采价值的煤层气藏。

6)储量计算与开采方式完全不同。煤成气与油型气一样，是用孔隙体积及圈闭法、储层压力等生产动态资料综合进行地质储量与可采储量计算，上述方法对于煤层气不适用。生产方式也完全不同，煤层气开采需要先实施排水使压力降至负压、煤层孔隙表面吸附的气体进行解吸采气；而煤成气则需要努力保持储层压力以确保高产。

7)煤层气产能高低与地下水活动性关系密切，地下水的分布和流动规律是控制煤层气藏形成与产能的关键因素。煤层气可以有储量，但储量丰度总体较低。限于当前的工艺水平和经济技术条件，适宜开发的煤层气埋藏深度通常＜1200m。

总之，虽然煤成气(油)与煤层气都是成煤作用演化过程中形成的副产物，但是成藏条件有本质区别。煤成气(油)藏属常规天然气(油)藏范畴，煤层气藏属于非常规天然气藏范畴。研究、评价思路及勘探技术方法各具特色，勘探前景差异甚大。煤成气(油)藏可以形成大型、特大型气田，具有较大的经济价值；煤层气则必需实行较大面积连片开采，才具有一定的经济价值。

由于煤成气已成为世界许多大型、超大型工业气田的重要气源，在少数含煤盆地还可以形成煤成油田。为了加速中国天然气工业的发展，结合中国具体地质条件，本书将重点论述含煤盆地转化为含煤-含气(油)盆地的地质条件，主要总结煤成气成藏机理和勘探成果，以及中国煤成气(油)田的形成条件及其勘探前景。

❽ 天然气、煤层气、页岩气是怎么区别的它们之间是什么关系

天然气层、煤层气、页岩气层之间的关系：

专业上把天然气称为常规天然气，而把煤层气与页岩气称为非常规天然气，其本质都是“天然气”即天然形成之气，他们都是古老生物遗体埋藏于沉积地层中，通过地质作用形成的化石燃料，都是自然形成的洁净、优质能源，这是他们的共同点。

1、常规天然气(Natual gas)是一种多组分的混合气态化石燃料，主要成分是甲烷(CH4),另有少量乙烷、丙烷和丁烷，成分相对复杂，比重约0.65，比空气轻，具有无色、无味、无毒之特性。

2、煤层气(coalbed)俗称“瓦斯”，主要成分是甲烷，成分较简单，是基本上未运移出煤层，以吸附、游离状态赋存于煤层及其围岩中的煤层气。其热值是通用煤的2到5倍，燃烧后几乎没有污染物。

3、岩层气(shale gas)是从页岩层中开采出来的天然气，成分以甲烷为主。

天然气层、煤层气、页岩气层之间可以这样区分：

1、常规天然气以游离赋存为主，蕴藏在地下多孔隙岩层中，主要存在于油田和天然气田，也有少量出于煤田。其开采时一般采用自喷方式采气、排水式采气，开采技术较简单。

2、煤层气赋存特点是在成煤的过程中以吸附在煤基质颗粒表面为主、部分游离于煤、围岩孔隙中或溶解于煤层水中的烃类气体。其开采一般有两种方式：一是地面钻井开采;二是井下瓦斯抽放系统抽出，相对天然气开采程度大一点。煤层气是一种以吸附状态为主、生成并储存于煤层及其围岩中的甲烷气体，发热量大于8100大卡/m3。

4、岩层气成藏的生烃条件及过程与常规天然气相同，页岩气藏具有自生自储的特点，页岩既是烃源岩又是储岩。其开采难道较大(因为页岩气储集层渗透率低)，主要有水平井技术和多层压裂技术。较常规天然气，页岩气具有开采寿命长和生产周期长的优点，且分布范围广，厚度大，能够长期稳定的产气，所以目前页岩气的开采技术发展蛮快的。

❾ 煤层气分布规律

1.煤层气富集规律与模式

通过对国内外中高煤阶含煤盆地的研究发现，在大的区域背景下具有向斜富集特征。美国圣胡安盆地，在煤田或二级构造带具有这种规律，无论考虑煤阶的影响与否，在向斜的核部，煤层含气量都较高，呈现盆地边缘往盆地中心含气量增加的特征（图11-10）。中国沁水盆地也具有向斜富气的规律，该盆地剖面形态上为一个完整的复式向斜盆地，向斜部位含气量明显高于两翼。沁水盆地复向斜南部地层宽阔平缓，地层倾角平均只有4°左右，区内低缓、平行褶皱普遍发育，展布方向以北北东向和近南北向为主，呈典型的长轴线型褶皱。晋城地区煤层气分布普遍是背斜轴部含气量低，为5～15m³/t，特别是潘庄矿西部的马村背斜更加明显，而向斜轴部和翼部煤层含气量高，均高于15m³/t（图11-11）。

图11-10 圣胡安盆地Fruitland组煤层含气量等值线

图11-11 沁水盆地晋城地区地质构造形态与3^#煤含气量关系

O₂f—峰峰组；C₂b—本溪组；C₃t—太原组；P₁s—山西组；P₁x—下石盒子组；P₂s—上石盒子组

向斜富气是构造演化、水动力条件以及封闭条件综合作用的结果。煤层气向斜富集模式可以用图11-12进行描述，在一个区域向斜构造背景下，往向斜轴部方向，由于大气渗入水沿着边缘露头向轴部低水势方向汇聚，形成向斜区汇水区，矿化度高，在边缘隆起区可形成侧向水封堵，形成良好的保存条件；向斜轴部比边缘部分煤层上覆地层厚度大，煤层维持更高的地层压力，煤层气吸附量大；从构造的角度看，向斜轴部是地层沉降幅度大的区域，由于沉降深埋，煤层可以进行充分的热演化，有助于生气，同时轴部构造活动稳定，断裂、裂缝不发育和盖层稳定，均有利于煤层气的富集。因此，在向斜构造中，一般具有轴部高含气量、往边缘隆起含气量降低直至风氧化带的分布特点。

图11-12 煤层气向斜构造富气模式

2.世界主要已开发煤层气的分布特征

在泥盆纪陆生维管植物出现之前，世界上没有发育经济厚度的煤层（图11-13）。随着维管植物的演化和分异，泥炭沼泽大规模形成，成为具有工业意义煤层的主要来源。世界上煤层主要分布在石炭-二叠纪、三叠-侏罗纪和白垩-古近纪3个时期，99%以上的煤炭资源分布在这些层系（Pashin，1998）。据统计，大约40%煤炭资源来自石炭-二叠系，10%来自三叠-侏罗系，50%来自白垩-古近系。多数古生界的煤层成熟度较高，往往形成热成因气，而更年轻的煤层成熟度较低，形成的煤层气中生物气和次生生物气占有较大比例。

图11-13 世界主要煤层气产区煤层层系分布

根据美国USGS（2007）的统计结果，截至2006年底，美国煤层气产量66%来自西部的圣胡安盆地白垩系煤层，以热成因气为主，部分有生物成因气贡献；12%来自西部粉河盆地古近系煤层，主要为次生生物气；13%来自东部的拉顿和阿巴拉契亚盆地的上石炭统煤层；其余来自其他中小盆地。

加拿大煤层气主要产自西加拿大前陆盆地，该盆地是一个大型沉积盆地，属于落基山前陆盆地的一部分，在拉腊米造山运动中，没有破裂成众多小盆地。侏罗纪和早白垩世沉积的含煤地层，面积达13×10⁴km²，煤层厚度最大达10m以上。盆地最西部由于埋藏深度较大，煤变质程度最大，R_o达到20%以上，盆地东部煤变质程度较低。煤层气开发主要集中在艾伯塔省中南部地区，煤层从西向东分为3个组，即古近系Ardley组、上白垩统Horsehoe Canyon 组、下白垩统 Mannville 群，其中 Horsehoe Canyon 组为主要煤层气产层。

澳大利亚煤层气主要产自东部含煤盆地，包括悉尼盆地和鲍恩盆地二叠系煤系、苏拉特盆地侏罗系煤系。澳大利亚煤层气以中低煤阶煤层气为主，次生生物气是重要的成因类型。

中国煤层气主要分布在东部、中部、西部和南方4个大区，地质资源量分别占全国总量的31%、28%、28%和13%。按盆地统计，煤层气资源集中分布在鄂尔多斯、沁水等9个地质资源量超过1×10¹²m³的含气盆地（群）中，其中鄂尔多斯盆地资源量最大，占全国的27%；其次为沁水盆地，占全国的11%。目前煤层气产量主要来自沁水盆地和鄂尔多斯盆地石炭系-下二叠统煤层，东部阜新盆地有少量白垩系煤层气产出。

❿ 煤层气的成生及演化

研究煤层气的成生机理，首先应当研究煤岩生成演化的地质历史。煤炭源于陆生高等植物，煤的原始有机物质主要是碳水化合物、木质素，成煤作用由泥炭化和煤化作用两个阶段完成。在泥炭化阶段，聚积在沼泽、湖泊及滨、浅海环境下的大量植物遗体，堆积在泥炭坪，经过生物化学作用形成泥炭。随着沉积盆地的沉降，后期沉积物的覆盖，埋藏的深度不断地增加，地层温度、压力也随之增高增大，泥炭变为褐煤。褐煤经过相当长的地史时期，在温度、压力的作用下，变为烟煤—无烟煤。由植物—泥炭—褐煤—烟煤—无烟煤，是经过未成岩—成岩—变质作用，泥炭化—煤化的全过程。

煤的有机质基本结构是甲基、羟基、羧基、醚基等的缩合稠环芳烃，带有侧链和官能团。煤中的碳元素主要集中在稠环中，稠环的结合力强，极其稳定。侧链及官能团之间，以及与稠环之间的结合力较弱，很不稳定。在煤化过程中，随着地温增高，侧链及官能团断裂、脱落不断减少，即有机质脱甲基侧链和含氧官能团作用，而生成以CH₄为主的烃类物质及N₂、CO₂、H₂O等挥发物。煤化过程中，在各种挥发物产出的同时，伴随桥链破裂，芳核进一步缩合，碳元素进一步集中在碳网中，随着煤化作用的加深，基本结构单元中缩合聚芳核数目不断增加，到无烟煤阶段，主要由缩聚芳核所组成。

石油有机地球化学认为，石油、天然气源于不溶有机溶剂的沉积有机质——干酪根。在现代沉积有机质中，干酪根占有绝对量，但在埋藏过程中有机物经过热降解作用，转化成有限的可溶物质和以烃类为主的挥发物。根据干酪根的元素组成，可以划分为两种类型及介于中间的混合过渡型。两种类型之一是H/C初始比低于2，富含饱和结构，以直链碳构架为主。沉积物富含有机碳，为单胞藻遗体和类脂体，这种干酪根被认为是腐泥型，热降解产物主要是重烃，伴有轻烃和甲烷及其它气体。另一种类型H/C低于1，富含氧，碳构架属杂环或多环类型，以木质素高等植物遗体为主，类脂体少，这种类型称腐殖型，热降解的主要产物是CH₄（干气），同时也伴有轻烃或微量重烃（液态）及其它挥发物。由此可见，成煤理论所谓的煤化作用的地球化学过程，油气成生演化理论所述的有机地球化学过程，即干酪根热降解作用，两者阐述的都是有机质经过地球化学热演化机理的同一过程。

泥炭化阶段属成岩期前阶段，成煤有机物质在<50℃低温条件和地表氧化环境中，由于生物化学（细菌）作用生成少量甲烷及二氧化碳等，呈水溶状态或游离状态散失，在覆水较好的还原环境中，成煤有机质向煤岩转化。

褐煤属煤化作用的低变质烟煤阶段，为干酪根未成熟期，已经进入早期成岩阶段，地温（TTI）＜50℃，镜质体反射率R_o，max<0.5%。此期生物化学作用逐步减弱，有机质热降解已经开始并且逐步加深，泥炭中的成煤有机物质（腐殖型干酪根）向褐煤转化，同时生成甲烷及其它挥发物，成油有机物质（腐泥型干酪根）向沥青质转化的同时亦生成甲烷及少量其它烃类等挥发物。

烟煤阶段的长焰煤、气煤和肥煤、焦煤分属低变质烟煤和中变质烟煤阶段，R_o，max为0.5%～1.3%，此期已进入成岩阶段，亦已进入生油门限，是腐泥质干酪根演化的成熟期，有机沉积物埋深可达1000～4500 m，地温（TTI）为15～160℃，有机质经过热降解，有重烃、轻烃、甲烷及其它挥发物产出。烃演化成熟期还可分三个小阶段：开始生油阶段地温（TTI）为15℃以上，R_o，max为0.65%，是生油门限；生油高峰阶段地温（TTI）为75℃以上，R_o，max 为>0.65%，CPI值为1.1左右；终止生油阶段地温（TTI）为160℃，R_o，max为<1.30%，CPI值<1.3，是生油死亡线。烃演化成熟期正是煤岩变质生烃期，自褐煤开始进入成岩期，随着地层温度的升高，在一定地层压力条件下，成煤有机物质（腐殖型干酪根）经热降解开始生气，烃演化成熟期也是煤化生气的高峰期，“生油死亡线”并非生气死亡线，随着煤层埋深增加，煤岩变质程度继续增高，煤岩生气量还会增高。

烃演化的过成熟阶段可分为早期与晚期。早期阶段是凝析油、湿气阶段，R_o，max为1.30%～2.00%，地温>160℃，埋深>4500 m，相当于焦煤（R_o，max为1.20%～1.70%）、瘦煤（R_o，max为1.70%～1.90%）、贫煤（R_o，max为1.90%～2.50%），是煤化过程主要生气阶段。晚期阶段R_o，max为2.00%～4.50%或>4.5%，属无烟煤或超无烟煤阶段，煤化作用晚期，气体以甲烷为主。随着烃类气体生成量的增加，煤岩基质结构也在不断变化，由于成岩压实作用而使煤岩孔隙、裂隙变少，储集性能变差。中变质煤岩生气量增加，储集性能较好，是有利生气阶段，高变质煤生气量增加，储集性能变差，虽然生气量大，但储集条件变差，煤级越高煤岩变质程度越高，煤储集性能也越差。当然，在煤岩质变至一定程度时，煤岩排烃完结，即生气终止。