唐淑玲，湯達禎，孫 斌，陶 樹，張?zhí)┰?，蒲一帆，張奧博，支元昊

(1.中國地質大學(北京) 能源學院，北京 100083；2.煤層氣開發(fā)利用國家工程中心煤儲層實驗室，北京 100083；3.非常規(guī)天然氣地質評價與開發(fā)工程北京市重點實驗室，北京 100083；4.中國石油勘探開發(fā)研究院非常規(guī)研究所，北京 100083)

煤層氣成因機理十分復雜，其形成和演化過程受到生氣母質組成、有機質熱演化程度、沉積-構造-水動力條件及微生物降解作用的耦合控制。煤層氣成因類型可劃分為有機成因氣、無機成因氣及混合成因氣，其中，有機成因氣包括原生生物成因氣、次生生物成因氣、熱降解氣和熱裂解氣。國內外多個含煤盆地均存在熱成因氣與生物成因氣混源共存的特征。如美國圣胡安、粉河等盆地，波蘭Upper Silesian 和Lublin 盆地，我國準噶爾、二連、海拉爾、鄂爾多斯等盆地及安徽淮南新集、山西霍州、云南恩洪等地區(qū)，均發(fā)現了次生生物成因和熱成因混合的煤層氣藏[1-3]。生物成因氣數量可觀，甚至在一些地區(qū)發(fā)現煤層氣以生物成因氣為主，如山西霍州李雅莊煤礦、淮南潘集第一煤礦等，次生生物成因氣的比例超過50%[4]。我國生物成因煤層氣資源豐富，尤其對于含氣量較低的低階煤煤層氣藏，生物成因氣為其提供氣源補充，有望成為我國煤層氣增儲上產的資源基礎。

不同成因類型煤層氣的生成及演化具有階段性和規(guī)律性，氣體組成、同位素組成等地球化學特征也存在明顯差異，整體體現在甲烷、重烴及非烴氣體含量差異，氣體同位素組成如δ13C(CH4)、δD(CH4)、δ13C2及δ13C(CO2)以及伴生煤層水的δ18O 和δD 差異。在煤層氣成因研究、勘探開發(fā)及資源評價過程中通常注重煤層氣中烴類組分如甲烷和乙烷，而對于非烴氣體如CO2的關注不足[5]。煤層氣中CO2含量變化較大，但較深煤層中CO2含量通常降至20%以下。近年來發(fā)現準噶爾盆地南緣(以下簡稱準南)煤層氣普遍富含CO2，多個區(qū)塊煤層氣CO2體積分數呈現異常高值，如河東(米泉)區(qū)塊41 號煤層中CO2體積分數為53.60%～58.70%，平均為56.62%；43 號煤層中CO2體積分數為26.34%～46.73%，平均為37.91%[6]；白楊河區(qū)塊在埋深大于900 m 的煤層中CO2體積分數仍超過20%，兩個地區(qū)甚至表現出隨煤層埋深增大CO2體積分數增高的異常現象[7]。對比國際上典型中-低煤階含煤盆地，準南地區(qū)煤層氣CO2體積分數顯著高于美國粉河及澳大利亞蘇拉特與鮑文等盆地，且CO2體積分數垂向變化具有完全相反的趨勢[3,8]。煤層中CO2的過度富集不僅影響煤層氣開發(fā)的地質邊界，同時氣體間競爭吸附作用也影響著煤層對甲烷的儲集能力，間接控制著煤層含氣性。目前國內外在煤層氣成因研究方面已取得較大進展，但對于煤層中CO2成因來源研究甚少，需從有機-無機、幔源-殼源角度追蹤CO2來源及異常富集的真正原因。

煤層氣成因機理的研究對于認識和深化煤層氣成藏機制以及科學評價煤層氣資源具有重要的指導意義。筆者系統(tǒng)總結煤層氣成因及其地球化學特征的研究進展，科學分析富(含)CO2煤層氣成因機制研究現狀，結合筆者團隊近年來在煤層氣成因方面的系列成果研究，解剖準南富CO2煤層氣藏特殊地質范例，全面梳理煤層氣多源成因研究過程中存在的問題，以期為煤層氣勘探評價與開發(fā)提供新思路。

1 煤層氣多源多階成因及地球化學特征研究進展

1.1 煤層氣多源多階成因研究

天然氣形成具有多階段性，可將其劃分為3 個階段，分別對應于3 個成氣帶，即生物成氣帶、生物-熱催化過渡帶和熱催化成氣帶[9-10]。煤層氣的生成同樣具有多階段性，可劃分為原生生物成因氣階段、熱解氣階段和次生生物成因氣階段，各個階段之間具有序次性，同時又具有疊加性，不同階段生成的煤層氣地球化學組成差異顯著(圖1)。

圖1 煤層氣生成階段劃分Fig.1 Schematic diagram of the CBM generation stages

1.1.1 原生生物成因氣階段

在成煤作用初期階段(泥炭期、褐煤期和長焰煤早期)，煤和腐殖型分散有機質或含碳沉積經過細菌的分解發(fā)生生物化學作用所生成的天然氣為原生生物成因煤層氣，由于其與成煤作用同期形成，也可稱為同期生物成因煤層氣[11]。該階段煤層埋藏淺、地溫低，最大鏡質體反射率Rmax一般小于0.5%(或0.3%)，此時水的產率較高，甲烷產率較低，相當多的煤孔隙被水分所占據，此時生成的原生生物氣在煤層中的吸附量很少，大部分生物成因甲烷在后來的壓實和煤化作用下從煤層中逸散，且早期煤的顯微結構還沒有充分發(fā)育為積聚氣體的結構。因此，一般認為早期生成的原生生物成因煤層氣難以被大量保存在煤層中[12]。

1.1.2 熱解氣階段

原生生物成因氣階段之后，煤及其生成物在熱催化作用下，開始了熱解生氣作用，可分為熱降解(Rmax為0.5%～1.9%) 和熱裂解(Rmax＞1.9%)2 個階段。煤在熱解過程中，煤層氣發(fā)生率十分可觀，其中煤化作用早期階段脫氧反應生成的天然氣以CO2為主，烴類為輔，褐煤乃至高揮發(fā)分煙煤氣態(tài)產物均表現為CO2數量優(yōu)勢顯著[3,13-15]；隨著熱演化的進行，CH4含量逐漸增加，重烴組分和CO2含量逐漸降低[16]，如圖2 所示。

圖2 煤化作用過程中氣體生成量[13,15]Fig.2 Amount of gas generated during coalification[13,15]

1.1.3 次生生物成因氣階段

成煤期后因構造運動煤層被抬升并剝蝕到近地表，含菌地表水下滲灌入煤層，在相對低的溫度下，煤化過程中產生的濕氣、正烷烴及其他有機物經細菌降解和代謝作用生成的天然氣為次生生物成因氣(后期生物成因氣)，煤的Rmax一般為0.30%～1.50%[4,17]。次生生物成因氣的生成主要通過乙酸鹽發(fā)酵作用和CO2還原2 種途徑完成[9,18]。王愛寬[19]研究認為次生生物成因氣的生成經歷了2 個產氣周期，第一周期為腐殖組產氣期，以乙酸發(fā)酵作用為主；第二周期是惰質組、穩(wěn)定組產氣期，有CO2還原作用參與其中。一般情況下，后期生成的次生生物氣會與殘留的早期熱成因氣共存，表現出混合成因氣的地球化學特征[5]。

1.1.4 無機成因煤層氣

煤層氣的生成還存在無機成因，包括大氣來源、深部幔源氣及巖石化學反應氣[20]。G.P.Glasby[20]通過總結Russian-Ukrainian 理論和Thomas Gold 深部成氣理論，認為煤層中的CH4、CO2等可以通過無機作用產生。B.S.Lollar 等[21]認為在地殼淺層通過巖石化學反應也能生成CH4和CO2，并建立了碳氫化合物無機成因模式。Tao Mingxin 等[22]在對淮南煤田煤層氣成因研究時，發(fā)現了幔源氣注入現象，并評價了其在煤層氣中的份額。于大河[23]指出吉林營城煤田巖石與CO2突出的來源是火山源。李偉[24]研究認為甘肅窯街煤二層中高濃度的CO2為無機殼源成因。秦勇[25]針對織納煤田煤層重烴異常成因進行探索時，認為煤層中的氮氣多來自大氣，是煤層氣風氧化作用的標志。

1.2 氣體地球化學特征及成因判識

由于產氣有機質類型多樣、產氣機理復雜和構造演化多變等原因，不同成因不同階段生成的煤層氣，在氣體組成上具有明顯差異[26]。因此，可以通過分析氣體組分特征和同位素組成特征，對煤層氣成因進行判別，具體的指標包括C1/∑C1-5(φ,%)、C1/(C2+C3)(φ,%)、δ13C(CH4)-δD(CH4)、δ13C(CH4)-δ13C2、δ13C(CH4)-δ13C(CO2)及δ13C(CH4)-CDMI 值等。低煤級階段產生的煤層氣一般是干氣(C1/∑C1-5＞0.95)，而中煤級階段產生大量濕氣(C1/C1-5≤0.95)[27]。生物成因氣和熱裂解氣都具有干氣特征[28]，由于次生生物作用或者濕氣遭到氧化，淺部煤層氣相對深部煤層氣變干[9]。熱成因氣C1/(C2+C3) ＜100，生物成因氣C1/(C2+C3)＞1 000，而100＜C1/(C2+C3)＜1 000 則是熱成因氣與生物成因氣的混合氣[29]。通常以δ13C1=-55‰作為判斷生物成因氣和熱成因氣的分界[13,30]。微生物作用下生成的次生生物成因氣δ13C1偏輕(低于-55‰～-60‰)，由于C12-C12鍵比C12-C13更易斷裂，導致在封閉體系中通過CO2還原途徑生成的甲烷更易于富集12C，且與母質CO2的碳同位素組成密切相關，δ13C1值分布在-110‰～-65‰；乙酸發(fā)酵成因生物氣碳同位素組成較重，δ13C1值分布在-65‰～-50‰[2]。陶明信等[5]經過對世界常規(guī)生物氣的576 個δ13C1值進行統(tǒng)計，得到其主峰值約為-75‰～-70‰。生物成因甲烷的氫同位素組成和成因類型與共生地層水的δD 值密切相關，由于乙酸發(fā)酵途徑產生的甲烷中有3 個氫原子來源于有機質的甲基團、1 個來源于地層水，CO2還原途徑的甲烷中4 個氫原子全部來源于地層水，因此，通過CO2還原的生物氣δD(CH4) 分布在-250‰～-150‰，而乙酸發(fā)酵生物氣δD(CH4)更輕，分布在-400‰～-250‰[16,31]。戴金星等[11]提出我國生物成因氣的δ13C2展布區(qū)間較窄，為-30.79‰～-46.52‰；Tao Mingxin 等[22]指出當δ13C2分布在-28‰～-24‰，而δ13C1又高于-55‰，則是熱成因氣與生物成因氣的混合。張小軍等[4]研究認為晚期生物成因氣其甲烷碳同位素偏輕，而乙烷和丙烷碳同位素組成與熱成因氣相似。

在進行煤層氣綜合成因判別時，最為經典的圖版為Whiticar 天然氣判識圖板[31]，而A.V.Milkov 等[32]基于全球超過20 000 個天然氣樣品的地球化學與地質信息分析，提出了最新天然氣成因判識圖版，其最重要的修改是將原生生物氣與次生生物氣劃分開，并將熱成因氣劃分為早期熱成因氣(δ13C1值低于-75‰)、油伴生(中期)熱成因氣以及晚期熱成因氣(δ13C1值在-15‰左右)，其熱成因氣的δ13C1范圍比Whiticar 圖版給出的范圍更大，早期熱成因氣與生物成因氣δ13C1區(qū)間存在重疊。

2 煤層氣藏CO2 多源成因研究

關于煤層氣藏中CO2成因，根據來源不同可以分為無機成因和有機成因2 大類，無機成因CO2主要包括：①未脫氣地幔巖漿脫氣作用；② 地殼巖石熔融脫氣作用；③海相碳酸鹽巖熱分解作用；④ 碳酸鹽膠結物熱分解作用[33]。近年來大量地球化學研究發(fā)現，全球已發(fā)現的高(含)CO2氣藏中，CO2主要是由地幔脫氣作用所貢獻，且深大斷裂在CO2成藏過程中具有至關重要的作用[34]。有機成因CO2包括有機物被氧化產生的CO2；有機物裂解和熱降解生成的CO2以及微生物降解作用生成的CO2[35]。

煤層氣藏CO2成因判識取得了一系列進展，可概括為組分特征判識和同位素判識2 個方面。戴金星等[11]認為有機成因CO2體積分數一般小于15%，當CO2體積分數達到60%以上時，多為無機成因。正常大氣中δ13C(CO2) 同位素值約為-8‰，煤炭燃燒產生的δ13CCO2介于-32.50‰～-23.86‰[36]。戴金星等[37]研究指出，有機成因δ13C(CO2)偏輕，要低于-10‰，其中有機質熱降解成因CO2的δ13C(CO2) 在-25‰～-5‰；次生生物氣相關的δ13CCO2范圍較廣，主要分布在-40‰～20‰，原因在于微生物還原CO2產氣過程中會產生較大的同位素分餾。無機成因的δ13C(CO2)要高于-8‰，主要在-8‰～3‰，其中地幔來源的δ13C(CO2)在-5‰～-9‰[23]。戴金星[38]根據中國及澳大利亞、泰國、新西蘭、菲律賓、加拿大等國各種成因煤層氣樣的CO2含量及對應δ13CCO2值資料，編繪了不同成因CO2鑒別圖版。此外，惰性氣體全組分含量和全系列同位素分析在判斷天然氣中CO2來源方面具有獨特的優(yōu)勢[39]。李劍等[40]建立了考慮He、Ne、Xe 等多種惰性氣體同位素的綜合判識指標及圖版，當惰性氣體R/Ra＞1(3He/4He＞1.4×10-6)、20Ne/22Ne＞9.8、129Xe/130Xe＞6.496，表明天然氣中有顯著幔源氦的加入，為殼-幔混合成因，反之，則主要為殼源成因。R.Aravena 等[41]研究發(fā)現，加拿大Elk Valley 地區(qū)CO2濃度及δ13C(CO2)值與地下水動力條件有關，地下水補給區(qū)具有水中溶解無機碳(DIC)濃度低和δ13C(CO2) 偏輕的特點，而排泄區(qū)則具有較高的DIC 濃度和偏重的δ13C(CO2)，認為該地下水中CO2屬于微生物成因。

二氧化碳地質研究主要集中在CO2非烴氣或常規(guī)油氣聚集過程中的地球化學成因研究，對于富CO2煤層氣成藏過程的示蹤作用、多源輸入、源匯關系研究報道甚少，其承載的煤層氣成因、煤層氣藏賦存特征、流體干預作用等重要信息難以挖掘，常被回避擱置。

3 富(含)CO2 煤層氣成藏地質效應

國內學者普遍認為構造、水動力條件是煤層氣富集成藏的主要控制因素，很少關注到煤層氣中CO2成因來源及其與煤層氣成藏過程的關系。在煤層氣藏形成過程中，伴隨多種多樣地質效應，包括CH4/CO2碳同位素交換作用、地下水動力作用(水溶作用)、熱演化分餾效應、解吸-擴散-運移分餾效應及后期生物成因作用等。

秦勝飛等[42]指出流動的地下水對游離氣的溶解作用及游離氣與吸附氣的交換作用是煤層甲烷碳同位素分餾機理之一。由于甲烷13C 在水中的溶解能力大于甲烷12C，因此，地層水更容易將游離氣甲烷中的13C帶走，使游離氣中12C 相對富集，游離氣中12C 再與煤中的吸附氣發(fā)生交換，把吸附氣中部分13C 置換出來，變成游離氣再被水優(yōu)先溶解帶走，引起煤層氣12C 大量富集，甲烷碳同位素變輕。孟召平等[43]研究發(fā)現，沁水盆地南部煤層甲烷碳同位素異常主要受控于熱動力學機制之下的同位素分異效應和煤層氣解吸-擴散-運移過程中碳同位素分餾效應。煤在熱演化過程中，由于13C-13C 鍵斷開所需要的能量要大于12C-12C 鍵，因此，在溫度較低的條件下，12C-12C 鍵易斷開產生甲烷且碳同位素偏輕；當煤層的溫度升高時，12C-13C 鍵和13C-13C 鍵斷開概率增大，生成的甲烷碳同位素偏重。煤層氣生成后，因構造抬升煤層壓力下降，將發(fā)生煤層氣解吸，12C 甲烷要優(yōu)先于13C 甲烷從煤基質中解吸出來，而13C 甲烷會較多地留在煤層，并在擴散－運移過程中使解吸的煤層氣中12C 甲烷相對富集，導致煤層氣變輕[44]。產甲烷菌對碳同位素也有較為強烈的分餾作用，可對12C-12C 鍵有機物和12CO 鍵CO2優(yōu)先分解，使生物成因CH4具有較輕的碳同位素值，而作為生物底料的CO2碳同位素值變重[3]。早先即有研究表明煤層母質中的富氧元素，在成煤過程中生成CH4的同時，有大量的CO2生成，二者在煤層中長期共存，可發(fā)生同位素的交換和再分配(13CH4+12CO2=12CH4+13CO2)，導致CH4富集了輕碳同位素，CO2富集了重碳同位素[45]。此外，由于CO2氣體在水中的溶解度遠大于相同條件下甲烷的溶解度，CO2溶于水后反應生成碳酸，其反應可逆，在地層水交換通暢的條件下，早期煤化作用產生的CO2可被大量溶解消耗，從而改變煤層氣組分構成，使CH4占比相對增加，CO2相對減少[7,46]。同時，碳酸產生后，在封閉滯流條件下，不僅會改變地層水酸堿度和礦化度，還可能與煤及圍巖中礦物質反應(水-巖反應)，發(fā)生溶蝕或沉淀作用，并產生元素和離子交換。

綜上，煤層氣的生成、運移、富集、成藏過程中發(fā)生的地質效應與地下水活動、構造運動、生烴母質類型及熱演化程度密切相關。除此之外，對于富(含)CO2的煤層氣藏來說，煤層氣系統(tǒng)氣體組分及同位素組成變化受CO2自身地球化學屬性制約作用較強，但其作用機理仍待進一步探索。

4 煤層氣成因判識質疑與改進

包括煤層氣在內的天然氣成因判別大多借助于氣體成分及穩(wěn)定同位素比值，有關界定標準基本建立在宏觀尺度，即忽略區(qū)域地質及母質繼承性差異。以準南地區(qū)為例，眾多學者對準南地區(qū)侏羅系煤層氣地球化學特征進行研究，均指出該區(qū)煤層中普遍富含CO2，且CO2體積分數垂向變化復雜，在河東、白楊河區(qū)塊，CO2濃度呈現隨埋深加大而增加的異?，F象(圖3)，利用Whiticar 天然氣判識圖版，分析了該區(qū)煤層氣成因類型及CO2來源[7,15,46-47]。研究結果揭示了該區(qū)煤層氣具有多源成因，包括熱成因氣、原生生物成因氣和次生生物成因氣。但利用該圖版解釋結果較粗，且存在互為沖突的一面(圖4)，如：基于C1/C2+-δ13C1關系的解釋結果，四工河地區(qū)主要為混合成因氣，而基于δ13C(CH4)-δD(CH4)關系解釋結果主要為熱成因氣；在δ13C(CH4)-δD(CH4)關系圖中，白楊河地區(qū)主要為混合成因氣，顯示少量乙酸發(fā)酵生物氣，而基于δ13C(CO2)-δC(CH4)關系解釋結果主要為二氧化碳還原生物氣及部分熱成因氣；基于δ13C(CO2)-CDMI 關系僅籠統(tǒng)反映微生物產甲烷伴生CO2及部分不明來源CO2。

圖3 準噶爾盆地南緣煤層氣CO2 體積分數與埋深關系[7]Fig.3 Relationship between CO2 volume fraction and buried depth of CBM in the southern Junggar Basin[7]

圖4 準噶爾盆地南緣煤層氣成因判識圖[7,15]Fig.4 Identification charts of CBM genesis in the southern Junggar Basin[7,15]

基于此問題，筆者團隊在增補氣、水樣品和實驗測試的基礎上，應用Milkov 天然氣成因判識圖版[32]，以CO2在煤層氣成藏過程中的地球化學行為及與地質流體的耦合作用為主線，對準南地區(qū)煤層氣成因和CO2氣源進行重新判識，并詮釋地質流體與CO2干預下的煤層氣成藏地質效應。結果表明，早期煤化作用程度與現今構造及水文地質條件，共同決定了準南地區(qū)煤層氣成因、氣體組分及含氣量的區(qū)域差異性。其中，河東和吉木薩爾地區(qū)煤層氣主要為CO2還原型原生生物成因氣，混有少量早期低熟熱成因氣；白楊河地區(qū)煤層氣成因類型復雜，早期熱成因氣、原生生物成因氣(主要為CO2還原型)和次生生物成因氣共存；四工河、河西與瑪納斯地區(qū)煤層氣為熱成因氣與次生生物成因氣的混合成因氣(圖5)。準南地區(qū)CO2的異常富集與微生物產甲烷作用密切相關，烏魯木齊河東、吉木薩爾地區(qū)和白楊河部分地區(qū)煤層中CO2主要來源于原始沉積有機質的生物降解作用，由于微生物還原作用過程中的選擇性消耗(優(yōu)先消耗12C(CO2))及地下水差異溶解作用(淺部CO2溶解消耗多、深部消耗少)，CO2含量及δ13C(CO2)值均呈現隨著埋深的增加而增大的異?，F象。白楊河、四工河、河西與瑪納斯地區(qū)煤層中CO2最初來源于早期煤化作用脫氧反應，之后經歷不同程度的微生物次生改造作用。

圖5 準南地區(qū)煤層氣成因判識圖版及地質作用過程(圖版據文獻[32])Fig.5 Genetic identification chart and geological process of CBM in the southern Junggar Basin(the chart is from reference[32])

本次研究還針對煤層中是否有無機CO2侵入影響進行分析。由于準南季節(jié)性降水和雪山融水注入，煤層風氧化及自燃現象廣泛發(fā)生，多套煤層不同程度受火燒影響，導致其滲透性增強，加之大傾角構造發(fā)育，為地表水提供了良好的下滲補給通道，進一步加強了煤層氣藏與地表的溝通，可能成為煤炭自燃產生的CO2氣體參與成藏的途徑。前文述及，自然界中煤層燃燒生成的CO2碳同位素特征值介于-32.50‰～-23.86‰[36]，而準南地區(qū)二氧化碳的δ13C 值分布在-15.4‰～25.1‰，顯然不符合煤層燃燒成因二氧化碳的碳同位素值分布特征，說明自燃所產生的CO2對煤層氣藏的影響甚微。此外，準南河東、白楊河地區(qū)煤層中CO2體積分數高達近50%，加之河東、白楊河等煤層氣CO2異常區(qū)塊鄰近米泉走滑斷裂分布，因此，不少文獻指出準南煤層氣存在深部無機成因氣侵入的可能性，但缺乏數據支撐[48-49]。本次研究中，通過對河東地區(qū)稀有氣體同位素進行測試，包括4He、3He 和20Ne，并依據圖版進行3He/4He 和4He/20Ne 相關性分析[28]，發(fā)現所有氣體樣品點均落在殼源成因范疇內(圖6)，因此，基本排除了深部幔源無機氣的干預作用。整體來看，準南地區(qū)煤層氣成因類型、地球化學特征及CO2的異常分布受生氣母質類型、煤化作用程度、微生物差異性成烴改造作用及構造場、水動力場演化的共同控制，多因素時空耦合作用導致準南地區(qū)煤層氣系統(tǒng)的CO2干預現象及現今氣藏特征。對于富(含)CO2煤層氣的成因判識不能局限于現有成因識別圖版的簡易分析，需建立在區(qū)域地質的基礎上，充分考慮煤層氣生成、運移、充注、成藏過程中水溶作用、同位素分餾、微生物差異改造等多種地質效應與成藏地質作用的耦合關系，建立適配于區(qū)域地質條件和煤化作用程度的多因素綜合判識圖版和技術體系。

圖6 準南地區(qū)幔源成因氣與殼源成因氣貢獻率判識(圖版據文獻[28])Fig.6 Identification diagram of the mantle and crustal gas contributions in the southern Junggar Basin(the diagram is from reference[28])

5 富(含)CO2 煤層氣成因探索對勘探開發(fā)的重要啟示

原生生物成因氣、次生生物成因氣、不同成熟度熱成因氣及幔源無機氣的共存豐富了含煤盆地中煤層氣藏類型，尤其對于含氣量較低的低階煤煤層氣藏來說，具有重要的氣源補充作用。不同成因類型煤層氣在勘探評價及開發(fā)利用過程中存在差異，應采用不同的評價及開發(fā)技術。若以熱成因氣為主，則需要尋找水動力滯流區(qū)，如向斜核部由于高壓和應力集中作用，導致煤層吸附能力增強，煤層含氣量較高，通?？沙蔀闊岢梢蛎簩託獠馗患瘏^(qū)；如若煤層頂板為致密砂巖，還可在煤系上部的砂巖層中形成氣頂，因此，在以煤層氣為主要勘探目標的同時應注重煤系氣的綜合勘探開發(fā)。研究表明，在適宜的水動力條件和構造條件下，早期生成的原生生物成因氣仍然可被大量保存在煤層中，如準南烏魯木齊河東地區(qū)，幾乎全部為原生生物成因氣。目前河東地區(qū)已建成煤層氣先導試驗區(qū)，在河東全區(qū)(70 km2)范圍內累計施工鉆孔98 口，其中，示范區(qū)動用面積10 km2，單井最高產氣量達到2 720 m3/d，多數井產量正處于上升階段[32]。因此，在煤層氣勘探開發(fā)中有必要對水動力滯流區(qū)的封存性原生生物氣藏進行勘探，并對其成藏機理進行深入探索。在次生生物成因氣大量賦存的地區(qū)，則盆地邊緣水動力弱徑流-滯流區(qū)的局部圈閉是煤層氣有利勘探目標；對于地表水動力活躍的高傾角單斜構造來說，次生生物氣的埋深范圍可能加大，如準南瑪納斯-呼圖壁地區(qū)，北天山融雪的季節(jié)性補給，在淺部形成了一個相對開放或半開放系統(tǒng)，地下水攜帶微生物降解深部運移而來的熱成因氣形成次生生物氣，與熱成因氣形成混合氣。大傾角構造的發(fā)育，導致水動力影響范圍加深，在埋深超過1 000 m 的地層中仍存在大量次生生物成因氣。因此，次生生物氣埋藏深度不局限于淺部水動力活躍區(qū)，在勘探評價中應結合水動力與構造條件及實驗測試數據進行綜合分析。同時，生物成因氣產氣機理的探索也將為人工煤制氣提供新思路。

以往研究中多以甲烷體積分數80%或N2體積分數20%作為煤層風氧化帶深度的界定標準[50]，考慮到低階煤煤層氣區(qū)普遍含氣量低的情況，通常選擇甲烷體積分數70%或甲烷含量2 m3/t 作為煤層風氧化帶的下限深度[51]。準南地區(qū)深部煤層中CO2體積分數可高達58%，且呈現隨煤層埋深增大CO2體積分數增高的現象，這種CO2體積分數的反常變化與現行煤層風氧化帶界定準則不一致，關乎煤層氣品質和資源的評價[7]。加之煤層氣成因類型的多元性，加大了目標優(yōu)選和甜點區(qū)預測的難度[49]。因此，需要根據不同成因類型及成藏模式開展關鍵參數指標優(yōu)選，重新建立風氧化帶深度界定標準，完善選區(qū)評價方法體系，開展煤層氣資源有效性評價。同時，富(含)CO2煤層氣藏中CO2的分布規(guī)律及成因研究將為有效厘定煤層氣風氧化帶與資源品質、潛力、開發(fā)利用方向，以及防治煤層CO2突出隱患做出貢獻。

6 結 論

a.煤層氣生成具有多源性和多階段性，有機-無機、幔源-殼源成因煤層氣及煤化作用不同階段生成的煤層氣，在氣體組成和δ13C(CH4)、δD(CH4)、δ13C(CO2)及稀有氣體同位素組成等地球化學特征方面差異顯著，可綜合多種氣體地球化學參數和伴生煤層水地球化學特征分析對煤層氣成因類型進行判識。

b.現有天然氣成因判識圖版存在局限性，煤層氣成因判識需綜合考慮區(qū)域地質條件、生氣母質繼承性、煤化作用程度、微生物后期改造、地下水差異溶解消耗等成藏地質作用，建立多因素綜合判識方法體系，有效鑒別原生與次生生物氣，定量分析不同成因煤層氣混合度與成藏貢獻。

c.富(含)CO2煤層氣承載著煤層氣成因成藏的重要地質信息，煤化作用早期CO2的積累與消耗、多階煤層氣形成聚集地球化學和生物地球化學作用在內的CO2成藏地質效應尚不明確，將成為完善煤層氣成因成藏地質理論下一步研究要點。