鄂爾多斯盆地興縣地區煤層氣地球化學特征及成因

王相業，孫保平

(中煤科工集團西安研究院有限公司，陜西 西安 710077)

煤層氣地球化學特征是反應煤層氣成因及賦存條件的關鍵參數。利用煤層氣組分、煤層氣中甲烷碳氫同位素、二氧化碳碳同位素特征對其成因進行判別已經得到廣泛的應用[1-4]。但與常規天然氣相比，煤層甲烷碳同位素組成復雜[5-8]，影響因素眾多[9-16]，僅依靠煤層氣自身特征并不能全面反應地質歷史時期煤層氣的生成、運移和賦存特征，需要結合實際地質資料及地質演化史綜合評價[17]。

河東煤田北部興縣地區上古生界蘊含豐富的煤層氣資源，是我國煤系氣共探合采的重點地區之一[18-19]。前人對鄂爾多斯盆地東緣煤層氣成因機制進行了大量研究，李貴紅等[20]指出，鄂爾多斯盆地東緣靠近煤層露頭的邊淺部為次生生物氣與熱成因混合氣，而中深部主要為熱成因氣；田文廣等[21]研究發現，保德地區煤層氣為混合成因煤層氣；研究區東南部古交區塊則以熱成因氣為主，生物成因氣與熱成因混合氣次之[22]。目前針對興縣地區煤層氣成因類型尚未見具體的研究分析，沒有形成系統認識。而煤層氣的成因類型對煤層氣勘探開發前景的進一步認識具有一定影響[21]。鑒于此，結合前人研究認識，筆者通過分析河東煤田北部興縣地區煤層氣井煤心解吸氣化學組分、甲烷及二氧化碳氫同位素特征，根據煤層氣成因圖版，結合研究區地質演化史和實際地質資料探討研究區煤層氣成因類型，查明興縣地區煤層氣地球化學特征及其地質控制因素，為進一步明確該區域煤層氣勘探開發方向提供理論依據。

1 研究區地質概況

研究區位于河東煤田北部興縣境內，構造位置上位于鄂爾多斯盆地晉西撓褶帶西緣(圖1)，構造相對簡單，總體為走向北偏西、向西南緩傾的單斜，地層傾角5°～14°，斷裂構造不發育[23]。

區內發育地層自上而下依次為：二疊系上統石千峰組、二疊系中統上石盒子組、二疊系下統下石盒子組、山西組，石炭系上統-二疊系下統太原組、石炭系上統本溪組，基底為奧陶系中統馬家溝組。山西組和太原組是區內的主要含煤地層，地層埋深從東向西逐漸加大。山西組發育曲流河三角洲相，巖性以深灰色-灰黑色泥巖、炭質泥巖、煤層，淺灰色、灰色砂巖夾少量灰巖和粉砂質泥巖為主。太原組發育潮坪相，巖性以砂泥巖為主，夾有泥灰巖和煤層[24]。

圖1 鄂爾多斯盆地區域構造格架Fig.1 Regional tectonic framework of Ordos basin

山西組8 煤和太原組13 煤是研究區煤層氣賦存的主要層位，埋深1 000 m 以淺，主要為氣煤，鏡質體最大反射率(Rmax)0.65%～0.82%。8 煤厚度1.30～6.05 m，平均1.86 m，13 煤厚度10～15 m，平均12.40 m。煤層形成后主要經歷了印支、燕山和喜馬拉雅3 期構造運動的疊加改造。其中，燕山運動的改造作用最強，是奠定研究區目前構造格局的關鍵構造期。由于多期構造抬升，伴隨呂梁山隆起，研究區東部煤層埋藏淺或出露地表，接受大氣降水補給。石炭系、二疊系砂巖裂隙水沿巖層傾斜方向向西運移，向西排出區外。

研究區含水層主要為奧陶系灰巖巖溶裂隙含水層組、石炭-二疊系砂巖含水層組及砂巖夾灰巖含水層組和地表松散層孔隙含水層組。隔水層組主要為本溪組鋁土質泥巖隔水層、二疊系及三疊系砂巖間的泥巖隔水層和古近系/新近系黏土隔水層。煤層水礦化度950～2 450 mg/L，由東向西，礦化度逐漸增加(圖2)。區內水動力條件自東向西逐漸減弱，水型以碳酸氫鈉型為主。

2 樣品采集與測試方法

2.1 樣品采集

煤心解吸氣δ13C1值相對穩定，代表性較好[17]。本次采取興縣南部地區山西組和太原組煤層氣一次解吸氣樣品，包括山西組8 煤和太原組13 煤共計11 件。將解吸氣樣采用排水集氣法收集到集氣瓶中，密封好送至實驗室。

2.2 測試方法和條件

圖2 興縣地區含煤地層地下水礦化度等值線Fig.2 Total dissolved salinity contour map of underground water in Xingxian area

煤層氣的化學組分由西安煤科檢測技術有限公司物化測試中心完成，依據GB/T 13610—2014《天然氣的組成分析 氣相色譜法》進行測試。煤層氣碳氫同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心完成。碳同位素采用MAT253 穩定同位素質譜儀及Delta Plus XP 穩定同位素質譜儀分析，采用PDB 國際標準，測試誤差為±0.25‰；氫同位素用Delta Plus XP 穩定同位素質譜儀分析，采用SMOW 國際標準，測試誤差為±1‰。

3 煤層氣地球化學特征

3.1 煤巖煤質特征

研究區煤層宏觀煤巖組分以亮煤為主，次為暗煤、鏡煤，局部可見絲炭，宏觀煤巖類型主要為半亮型和半暗型煤，光亮型次之，煤巖顯微組分以鏡質組和惰質組為主(表1)。8 煤鏡質組體積分數為64.4%～82.3%，平均為71.3%；惰質組體積分數為13.9%～31.1%，平均 25.1%；殼質組體積分數為0.9%～5.0%，平均3.6%。13 煤鏡質組體積分數為63.9%～74.5%，平均 70.5%；惰質組體積分數為21.3%～31.8%，平均 25.2%；殼質組體積分數為3.7%～5.3%，平均為4.3%。

表1 興縣地區煤樣顯微測試結果Table 1 Maceral content of coal samples

從母質繼承角度分析，成煤原始物質組成和煤化作用的差別影響了煤的成烴演化和甲烷碳同位素演化。不同煤巖顯微組分的生氣量及其所生成甲烷的δ13C1值均有差別[25]。鏡質組是生成熱成因氣最主要的生氣母質[26]，研究區煤層去礦物基鏡質組含量一般為70%，為熱成因氣的生成提供了物質基礎。殼質組組分成烴轉化起步早且歷時區間寬，生成的甲烷碳同位素相對偏輕。

3.2 煤層氣組分特征

山西組8 煤煤層氣以CH4為主，體積分數為69.448%～93.911%，平均82.870%，N2為5.229%～28.817%，平均15.538%；CO2體積分數為0.845%～3.186%，平均1.581%；重烴(C2+)體積分數0.010%～0.015%，主要為C2H6。干燥系數C1/C1—5＞0.99，屬于極干氣。

太原組13 煤煤層氣以CH4為主，體積分數為59.941%～90.379%，平均81.237%，N2為2.202%～37.895%，平均13.571%；CO2體積分數為6.903%～7.974%，平均5.163%；重烴(C2+)體積分數0.012%～0.060%，平均0.029%，主要為C2H6。干燥系數C1/C1—5＞0.99，屬于極干氣(表2)。

表2 煤層氣組分及同位素測試結果Table 2 CBM composition and isotope test results

總體上8 煤和13 煤煤層氣組分含量差別不大(圖3)，研究區太原組13 煤上部發育太原組二段障壁砂壩微相致密砂巖[27]，山西組上方發育多套穩定分布的河流相泥巖，形成良好的蓋層[28]，煤層氣保存條件較好。8 煤XM02 和13 煤XM09 孔樣品N2體積分數較高，該鉆孔距離地震勘探解釋的斷點較近，可能因附近斷裂構造影響導致大氣中氮氣進入煤層。

圖3 研究區煤層氣組分平均體積分數對比Fig.3 Concentration comparison of gas composition

8 煤和13 煤N2體積分數與CH4體積分數均具有較好的負相關性(圖4)，表明煤層氣在后期成藏過程中受到空氣影響比較大[29]。早二疊世山西期，鄂爾多斯盆地北緣開始持續抬升[30]，煤層抬升卸壓導致發生解吸-擴散-運移效應，煤層因抬升出露地表或與地表水溝通。研究區地下水礦化度950～2450 mg/L，地下水流動性自東向西逐漸減弱。大氣中的氮氣進入煤層，導致研究區N2體積分數增大。

圖4 CH4 與N2 體積分數關系Fig.4 Relationship between the N2 and CH4 contents

煤形成演化過程的早中期階段，所生成的氣體CO2比例較大[31]，CO2是產甲烷菌直接利用并產生甲烷的主要母源物質。煤巖在其形成演化過程中所產生的大量CO2，為次生生物氣的生成提供了豐富的直接母源物質[29]。研究區8 煤和13 煤CO2含量均處于較低水平。CO2體積分數小于15%時認為是有機成因[32]，所以研究區煤層氣中CO2受無機成因、碳酸鹽礦物溶解等來源的CO2影響小，大多為煤有機大分子的脫羧基反應、細菌分解有機質等來源。至于是否受到微生物作用的改造，需要借助碳同位素進一步分析。

3.3 甲烷碳氫同位素特征

8 煤甲烷δ13C1值為-55.1‰～-44.2‰，平均-49.2‰；13 煤δ13C1為-65.7‰～-55.3‰，平均-59.8‰，2 層煤均介于全國煤層氣δ13C1觀測值(-73.7‰～-24.9‰)[33]，屬輕碳同位素。8 煤δD 為-257.4‰～-250.0‰，平均-252.7‰；13 煤δD 為-259.2‰～-203.6‰，平均-242.1‰(表2)。

3.3.1δ13C1與煤階的關系

未發生次生變化的原生型煤層氣，其甲烷碳同位素具有隨煤級增加而增大的規律[34]。研究區δ13C1值變化較大，為-65.7‰～-44.2‰，但研究區整體反射率均一，煤質變化較小，該規律并不明顯。

3.3.2δ13C1與埋深的關系

山西組8 煤埋深556～730 m，太原組13 煤埋深635～885 m，8 煤和13 煤δ13C1值均表現出隨煤層埋深增加而變重的趨勢。但是8 煤和13 煤相比，埋深更大的13 煤出現δ13C1值更輕的現象。因此，13 煤存在次生生物氣補充的可能性(圖5)。

圖5 甲烷碳同位素與埋深關系Fig.5 Relationship between methane carbon isotope and coal seam depth

3.3.3δ13C1與水動力關系

水溶解產生的甲烷碳同位素分餾現象在區內也十分明顯。研究區煤層埋深從東向西逐漸增大，石炭紀和二疊紀砂巖裂隙水，在裸露區接受大氣降水和季節性河流補給后，在區域構造的控制下，沿層面裂隙向地層傾斜方向運移。自東向西，水動力條件逐漸減弱。煤層氣甲烷碳同位素受水動力條件影響，隨徑流條件減弱，8 煤XM07—XM02—XM06剖面和13 煤XM07—XM08—XM03 剖面上，同一煤層內甲烷碳同位素值明顯呈增大趨勢(圖6)。究其原因，宋巖等[33]指出，水溶解作用產生甲烷碳同位素分餾效應，13CH4極性大于12CH4，13CH4比12CH4更容易被溶解帶走，導致強水動力條件下甲烷碳同位素輕于弱水動力條件的現象產生。

4 討論

4.1 甲烷碳氫同位素成因

圖6 不同水動力帶甲烷碳同位素Fig.6 Carbon isotope in different hydrodynamic zone

生物成因甲烷的δ13C1值均低于-55‰甚至低于-60‰[35-36]，熱成因煤層氣的δ13C1值則基本上均大于-50‰。研究區13 煤甲烷δ13C1值均小于-55‰，加之該煤層氣體C1/C1—5值均大于0.99，是干氣的典型特征。研究區8 煤和13 煤Rmax介于0.65%～0.82%，均屬于濕氣生成階段。煤層氣“變干、變輕”代表著本區13 煤煤層氣經歷一定的次生作用改造或影響，導致重烴含量減少、δ13C1值減小，顯示該煤層具有生物氣或含有次生生物氣的特征。8 煤甲烷δ13C1值均大于-50‰，顯示了典型的熱成因氣的碳同位素特征。

4.1.1 煤層氣成因分析

結合煤層氣成因圖版[37-38]對研究區甲烷成因進行判識：圖7a 顯示研究區8 煤煤層氣以熱成因氣為主，僅XM07 樣品δ13C1值較輕，顯示為次生生物成因氣；13 煤煤層氣為混合成因煤層氣。圖7b 顯示8煤δ13C1～C1/C2—3值均落于擴散-運移-分餾作用下的次生熱成因區。煤層氣既不在熱成因區、混合區，也不在生物成因區，說明山西組8 煤煤層氣地球化學特征是經過改造的。根據解吸-擴散-運移理論，山西組煤層可能為煤層氣運移受體區，其他地段煤層甲烷運移至此處，煤層氣化學組分和碳同位素均發生分餾，并且與原生狀態煤層氣混合后，該地段煤層氣變干變輕。煤層氣以吸附態為主賦存在煤層中，這種因接受別處煤層CH4運移至該部位的可能性很小，在垂向上比在側向上發生解吸-擴散-運移的可能性更大[16]，太原組13 煤是較早生成的，垂向上發生解吸-擴散-運移效應會使較輕的CH4向上部運移，導致較輕CH4碳同位素在山西組煤層聚集，8煤CH4碳同位素特征更多受解吸-擴散-運移分餾效應影響。

太原組13 煤煤層氣同樣變輕變干，垂向上發生解吸-擴散-運移效應會使該煤層CH4碳同位素更重。能夠使煤層氣變輕變干的因素還有次生生物作用，因此，太原組13 煤可能受次生生物作用影響更大。

4.1.2 地質條件綜合判識

a.煤層氣形成及演化過程 結合研究區構造演化史和現今地質資料對研究區煤層氣成因進行分析[39]：研究區煤層氣生成過程主要為以下4 個階段(圖8)。

圖7 煤層氣成因類型判識圖版(據文獻[37-38]修改)Fig.7 Classification of biogenic and thermogenic CBM

早石炭世—早三疊世原生生物成因氣生成階段：受海西運動和早期印支運動影響，研究區隨盆地在該階段沉積穩定、緩慢沉降，煤層最大埋深不超過500 m，地溫始終低于40℃，古地溫梯度為2～3℃/hm，相對低的溫度下，煤層形成原生生物氣，但煤層埋藏較淺，儲層壓力小，孔隙不發育，原生生物氣很難保存。

早中三疊世—三疊世末期熱成因氣生成階段：受印支運動影響，研究區構造運動活躍，地層快速沉降；三疊世末期太原組煤層埋深達3 000 m 左右，古地溫梯度3～4℃/hm，地溫增高至80℃以上，達到熱成因甲烷開始大量生成的條件。

三疊世末期—早白堊世大量濕氣生成階段：受印支運動和燕山運動影響，該階段研究區隨盆地運動活躍，偶有抬升但總體沉降，尤其是晚侏羅世末期盆地快速不穩定沉降，達到歷史最大埋深4 000 m；該階段煤層埋深持續增加，古地溫梯度達 4～5℃/hm，古地溫不斷升高，最高達180℃，該階段大量濕氣生成，達到研究區生烴高峰。

早白堊世末—新生代煤層氣逸散及生物成因氣補充階段：該階段隨盆地持續快速抬升，研究區由東向西，抬升幅度逐漸減小；研究區上覆地層遭受剝蝕，煤層埋深變淺，古地溫迅速降低，導致煤層氣發生逸散，同時地溫降低有生成次生生物氣的可能。

圖8 興縣地區埋藏史及熱演化史[39]Fig.8 Burial and thermal history in Xingxian area[39]

b.次生生物作用 前人研究表明：生物氣生成的適宜溫度為25～65℃，pH 值一般為5.9～8.8，最佳區間為6.8～7.8[40]。流體介質含鹽度小于4 000 g/L時產甲烷菌最活躍，鉀、鈉離子總量在300～600 mg/L 時促進厭氧生物菌繁殖。產甲烷菌通過較活躍的水動力條件下被帶入高滲透地層，在足夠的孔隙空間內生長，對CO2進行還原，生成次生生物作用甲烷[41]。

研究區煤層地下水具有低鹽度的特點(表3)，K+、Na+離子質量濃度總和多在1 000 mg/L 以下，平均499.5 mg/L；SO2-4質量濃度較低，平均僅為48.3 mg/L；pH 值一般7.55～8.03，呈弱堿性。8 煤地層溫度28～32℃，13 煤地層溫度29～34℃。8 煤層孔隙率可達3%～8%，煤層裂隙發育，滲透性較好，一般為(0.8～4.3)×10-3μm2，最高可達9.65×10-3μm2；13 煤孔隙率一般為3.5%～7.5%，煤層裂隙發育，滲透性一般(1.0～5.5)×10-3μm2，最高可達12.65×10-3μm2。上述地層及地球化學環境適合于產甲烷菌的大量繁殖。

對生物氣富集而言，保存條件尤為重要，研究區地層平緩、斷層稀少，保存條件較好，煤層含氣量較高，是煤層氣富集的有利地區。同時，由于該區成煤時代為晚石炭世—早二疊世，成巖早期生成的原生生物氣很難保存至今，煤層氣碳氫同位素和地質條件分析也表明該區生物氣主要為次生生物氣。

表3 興縣地區地層水陰陽離子含量Table 3 Ion analysis of the formation water

生物甲烷的產生主要有2 種途徑：CO2還原形成和乙酸發酵作用形成。根據B.E.Law 等[3]研究認識，CO2還原生物氣δD(CH4)分布在-250‰～-150‰，乙酸發酵生物氣δD(CH4)分布在-400‰～-250‰，研究區煤層氣甲烷8 煤δD 值介于-257.4‰～-250.0‰，平均-252.7‰；13 煤δD 值介于-259.2‰～-203.6‰，平均-242.1‰。說明研究區不同煤層所采集的煤層氣樣品中的次生生物氣，更可能為CO2還原作用所生成。

結合前人對鄂爾多斯盆地東緣煤層氣成因研究成果[20-21]，研究區北部保德地區合層排采氣樣δ13C1值介于-50.5‰～-54.1‰，煤心解吸氣δ13C1值介于-46.52‰～-55.52‰，為熱成因氣和生物成因混合氣。研究區南部臨縣地區8 煤甲烷δ13C1值介于-67.2‰～-65.1‰，為次生生物成因氣；13 煤甲烷δ13C1值介于-58.0‰～-55.4‰，為次生生物成因氣。研究區南部柳林地區8 煤甲烷δ13C1值介于-60.5‰～-48.8‰，為熱成因氣和次生生物成因混合氣；13 煤δ13C1值介于-62.1‰～-50.6‰，為熱成因氣和次生生物成因混合氣。本次測試分析結果與區域研究成果一致[20]。

綜上所述，研究區山西組8 煤和太原組13 煤均為混合成因煤層氣。研究區具備次生生物氣生成的條件，山西組8 煤煤層氣以熱成因氣為主，其同位素特征受解吸-運移-擴散分餾影響作用較大，次生生物氣補充較少。太原組13 煤煤層氣受次生生物影響較大，以次生生物氣補充為主。

4.2 二氧化碳碳同位素成因

二氧化碳主要生成于有機質低成熟演化階段，通過脫羧基、羰基等含氧基團而形成。戴金星[42]研究表明，有機成因的二氧化碳δ13C(CO2)一般為-39‰～-8‰；M.J.Kotarba[37]研究表明，腐殖有機質產生的二氧化碳δ13C(CO2)一般為-25‰～-5‰；熱降解有機質產生的二氧化碳δ13C(CO2)在-28‰～-10‰[40]；微生物CO2還原作用改造過的二氧化碳δ13C(CO2)則偏重，達到18‰[2]。研究區8 煤δ13C(CO2)介于-17.3‰～-4.8‰，13 煤δ13C(CO2)介于-26.3‰～-6.9‰，均屬于此范圍，符合有機(生物)成因氣碳同位素特征。

根據研究區煤層氣組分數據，計算出各樣品的CO2—CH4系數CDMI=[CO2/(CO2+CH4)]×100%。利用CDMI 值和δ13C(CO2)繪制了反映CO2成因類型關系圖(圖9)。圖9 表明，研究區8 煤和13 煤CO2均是煤熱解而來，屬于有機成因氣。因此，研究區二氧化碳應為煤熱演化初期或最近一次煤層抬升再沉降后煤中有機質熱裂解產生。XM07 井8 煤和13煤二氧化碳δ13C(CO2)均偏重，表明該部位可能受地下水或微生物作用影響較大。

圖9 煤層氣CDMI 和δ13C(CO2)的關系[40]Fig.9 Relationship betweenδ13C(CO2) and CDMI of CBM[40]

5 結論

a.興縣地區 8 煤甲烷δ13C1值介于-55.1‰～-44.2‰，平均-49.2‰；13 煤δ13C1值介于-65.7‰～-55.3‰，平均-59.8‰。影響研究區甲烷碳同位素分餾效應的主要因素為煤層埋深、煤變質程度、水動力條件。同一煤層內，甲烷碳同位素表現出隨煤層埋深增加而變重、隨水動力條件增強變輕的特點。

b.研究區煤層氣甲烷碳同位素δ13C1較輕、重烴含量較低。構造熱演化史和煤層地質條件分析表明研究區具備次生生物氣生成的條件，研究區均為混合成因煤層氣。山西組8 煤煤層氣以熱成因氣為主，其同位素特征受解吸-運移-擴散分餾影響作用較大，次生生物氣補充較少；太原組13 煤煤層氣受次生生物影響較大，以次生生物成因氣為主，殘留熱成因氣較少。

c.研究區8 煤δ13C(CO2)介于-17.3‰～-4.8‰，13 煤δ13C(CO2)介于-26.3‰～-6.9‰，二氧化碳為煤熱演化初期或最近一次煤層抬升再沉降后煤中有機質熱裂解產生。局部地段8 煤和13 煤二氧化碳δ13C(CO2)均偏重，該部位可能受地下水或微生物作用影響較大。

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