郑庄-胡底煤层气地球化学特征及成因探讨

李建军,白培康,毛虎平,韩文梅,王小兵,李 晋,张军龙

(1.中北大学理学院,山西太原 030051;2.山西晋城无烟煤矿业集团有限责任公司,山西晋城 048006;3.国家能源煤与煤层气共采技术重点实验室,山西晋城 048204;4.中北大学材料科学与工程学院,山西太原 030051;5.中北大学机械与动力工程学院,山西 太原 030051;6.中国地震局地震预测研究所,北京 100036)

郑庄-胡底煤层气地球化学特征及成因探讨

李建军1,2,3,白培康4,毛虎平5,韩文梅1,王小兵3,李 晋3,张军龙6

(1.中北大学理学院,山西太原 030051;2.山西晋城无烟煤矿业集团有限责任公司,山西晋城 048006;3.国家能源煤与煤层气共采技术重点实验室,山西晋城 048204;4.中北大学材料科学与工程学院,山西太原 030051;5.中北大学机械与动力工程学院,山西 太原 030051;6.中国地震局地震预测研究所,北京 100036)

结合沁水盆地南部地质构造史和热演化过程,从甲烷碳同位素与煤岩镜质组反射率、甲烷碳与氢同位素、甲烷与水的氢同位素值定量关系3方面探讨了郑庄和胡底区块煤层气成因,结果表明:煤层气组分中,甲烷体积分数占绝对优势,为96.83% ～98.55%,为极干燥气体;甲烷δ13C1和δD分别为-33.1‰～-30.8‰和-179.32‰～-160.53‰;煤层气主要为经次生改造的热解成因煤层气。煤层气δ13C1实测值与推测值-27.89‰相比明显偏轻,其原因是燕山期异常古地温阶段,横向地下水循环和竖向热液循环过程中流体优先溶解13CH4产生的甲烷碳同位素分馏作用的结果。15号煤抽采煤层气甲烷氢同位素值与伴生水氢同位素值定量关系表明,由于CO2还原次生生物作用造成3号煤和15号煤抽采煤层气甲烷δD的差异。

煤层气;地球化学特征;成因;碳同位素;氢同位素;流体循环

沁水盆地油气资源评价经历了无“真正的油气”到具有“含气远景”[1],近10 a成为煤层气商业化开发热点地区之一。伴随着煤层气的开发,许多学者[2-9]对沁水盆地南部煤层气地球化学特征及其成因进行了相关研究。张建博等结合沁水盆地南部水文地质条件和构造条件提出了甲烷碳同位素的平面分带现象[2];赵孟军等认为沁水盆地南部热演化程度最高的地质时期决定了煤层气的地球化学特征[5]。关于沁水盆地南部δ13C1值分布区间,胡国艺等认为沁 水 盆地南部 δ13C1值为-29.63‰～-35.39‰,甲烷δ13C1值变化与解吸率呈良好的线性关系[3-4];王彦龙等对枣园试验区和潘庄试验区排采井煤层气 δ13C1值测试后,其 δ13C1分布范围分别为-32.2‰～-30.2‰和-33.0‰～-31.2‰[7];文献[5,9]的δ13C1值测试结果分别为-29.9‰～-36.7‰和-61.7‰～-28.7‰,以上文献测试内容主要以煤层气甲烷碳同位素为主,其 δ13C1分布范围为-61.7‰～-28.7‰。通过对煤层气δ13C1与油型气相比较,认为煤矿煤层气大部分具有变干变轻特征[6,10-11]。对于煤层气变轻的原因,不同学者提出了不同解释,主要有以下观点:解吸-扩散-运移分馏效应[2-3,8,10]、地层水溶气作用[6,9]和多因素综合作用[7,9]。总体看来,有关沁水盆地煤层气成因类型目前尚缺乏统一的认识[11]。前人对沁水盆地南部同位素测试范围主要集中在寺头断裂东侧,笔者选择了山西蓝焰煤层气集团有限责任公司分布于寺头断层两侧的郑庄区块和胡底区块作为研究对象,对其地面抽采井采排气测试了甲烷的碳、氢同位素,并结合前人研究成果对该区煤层气成因进行再探讨。

1 研究区地质概况

沁水盆地是一个夹持于吕梁山与太行山两隆起带之间的一个复式向斜构造,主向斜轴位于榆社—北寨—沁县—王必一线,走向NNE,东西两翼倾角平均值分别为4.2°和4.0°[12]。本文研究区位于沁水复向斜盆地的南端,晋(城)—获(鹿)褶断带西侧的晋城马蹄形斜坡带,研究区郑庄区块和胡底区块分别位于帚状寺头正断层东西两侧,西侧为郑庄区块,东侧为胡底区块。寺头断层位于沁水盆地东南部地区,断层走向变化较大,在端氏以北,走向为10°～25°,端氏以南变为60°左右,倾向NW,倾角为70°～85°;断层落差变化范围也较大,在寺头一带最大,超过360 m,向南北两端变小[13]。研究区含煤地层为石炭—二叠系煤系地层,山西组3号煤层和太原组15号煤层为主要可采煤层,全区广泛分布,发育稳定。郑庄区块3号煤平均厚度约为5.5 m,煤层埋藏深度总体趋势为西北深东南浅,煤层埋深在500～1 350 m,最大镜质组反射率平均值(Ro)为3.29%,空气干燥基含气量为 8.06～30.04 m3/t,平均21.32 m3/t[14]。胡底区块 3号煤平均厚度约为5.59 m,埋深413～779 m,总体呈现西部埋深浅、东部埋深大。Ro为 3.186%,原煤含气量为 9.10～32.21 m3/t,平均19.52 m3/t。15号煤层平均厚度为2.51 m,Ro为 2.905%,原煤含气量为 7.99～25.62 m3/t,平均15.80 m3/t,位于太原组下部 K2灰岩之下 0～0.15 m,上距 3号煤底板 71.01～97.36 m[15]。

沁水盆地属于构造活动相对较弱的克拉通内断陷盆地。自晚古生代以来,构造应力场经历了3个演化阶段或两次转型时期。印支期构造运动在盆地南部产生逆掩断层和一系列EW走向宽缓次级褶曲,表现出近SN方向的构造挤压应力;燕山期NW-SE向近水平挤压构造应力场作用形成宽缓的沁水盆地, NNE-NE向次级褶曲和NNE向高角度正断层奠定了盆地煤层气赋存规律的总体格局;喜马拉雅期构造应力及其形迹叠加在燕山期构造产物之上,最终奠定了盆地煤层气成藏的现代分布格局。由此造成在沁水盆地南部,以寺头断裂为界,断裂西部的沁水—翼城地区以EW向高角度正断层为主,东部主要展现为NNE向褶皱与EW向褶皱叠加的构造格局,断裂不甚发育[16]。具体来说,郑庄区块地层宽阔平缓,地层倾角平均只有4°左右,低缓、平行褶皱普遍发育,呈近SN和NNE向展布,区内断层不太发育,规模较小,断距大于20 m的断层仅在西南部分布,除寺头断层外,主要有后腰断层以及与之伴生的断层,为一组NE—EW向正断层组成的弧形断裂带[17]。胡底区块以燕山期NNE、近SN向和喜山期形成的NW向褶曲为主,总体上东南高、西北低,发育一系列与走向斜交,向西北倾伏的裙边式鼻状挠曲构造,断层以NNE和NWW向正断层为主,具有断距小、倾角大、延伸短的特点[12](图1)。

图1 郑庄和胡底区块区域地质简图(据文献[12,15,17]修改)Fig.1 Regional geological map of Zhengzhuang and Hudi blocks(modified by document[12,15,17])

2 样品采集与测试方法

2.1 样品采集

煤层气解吸过程发生同位素分馏,导致δ13C1存在不确定性,给对比分析带来干扰,晚期解吸气或较长时间的井口采集气能够代表原地煤层气特征[18-19]。前人对于煤层气成因研究主要以测定甲烷碳同位素为主,甲烷氢同位素是研究烃类气体的另一种重要的示踪指标。国内有关煤层气氢同位素的研究基本处于空白状态[19]。所以本实验中所用气体样品均为排采气,气体样品取自山西蓝焰煤层气集团有限责任公司郑庄区块和胡底区块,排采气样品共计6个。煤层气样采用排水集气法收集,取样水为去离子饱和盐水,并对采集气样进行组成成分、甲烷碳和氢同位素的测定分析。

2.2 样品制备与测试

气体样品组分分析和气体同位素在中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室测定,气体样品组分测定仪器为德国Finnigan公司生产的MAT 271气体成分质谱计,法拉第杯信号接收,测试精度为±1%。

气体同位素分析是色谱与质谱连用分析,GC型号为Agilent 6890,色谱柱型号为CP-Carbobond(美国Varian公司生产,长度25 m,内径0.53 mm,膜厚10 μm),进样口分流比为3∶1,温度为200℃;GC升温程序:40℃保持3 min,然后按15℃/min升至240℃ 并保持 10 min。氦气为载气(纯度≥99.999%),载气流速为5 mL/min。同位素质谱计型号:Deltaplus XP(美国Thermo Fisher Scientific公司生产),氧化反应温度920℃,离子源灯丝发射电流为1.5 mA,电子能量为120 eV。碳、氢同位素测试精度为±0.2‰～±1‰。

3 结果与分析

3.1 煤层气组分分析

郑庄和胡底煤层气组成变动均较小(表1),烃类气体中甲烷体积分数占绝对优势,为 96.83% ～98.55%,平均97.81%;其次为极少量乙烷,体积分数为0.01%～0.03%,平均0.02%;所含有的非烃气体主要为N2,CO2和Ar,体积分数依次为1.24% ～2.78%,0.10%～0.34%和0.01%～0.02%,平均值依次为1.86%,0.19%和0.01%。具体到两个区块,郑庄与胡底又稍有不同,郑庄甲烷体积含量相对较小,乙烷和非烃气体体积分数相对较大,偏差相对较大。两区块的干燥系数值均大于0.99,从化学组成来看属于极干燥气体。

表1 郑庄和胡底区块煤层气地球化学组成Table 1 The geochemical composition of CBM in Zhengzhuang and Hudi blocks

3.2 煤层气碳氢同位素组成

图2为建立在大量实验结果基础之上,用于判别煤层气成因的Whiticar判识图[20],可用于由煤层气甲烷碳、氢稳定同位素详细鉴别热成因气和生物成因气的生成途径。本研究区甲烷 δ13C1值为-33.1‰～-30.8‰,δD值为-179.32‰ ～-160.53‰(表1)。郑庄区块与胡底区块相比较,前者的甲烷碳同位素和甲烷氢同位素都相对较重,数据离散性相对较小。将气体样品的甲烷碳、氢同位素值投影到图2上,结果表明郑庄区块与胡底区块现存煤层气为热成因气。

图2 郑庄和胡底煤层气甲烷碳氢同位素成因分类[20]Fig.2 Genetic diagrams of carbon and hydrogen isotope from CBM in Zhengzhuang and Hudi blocks[20]

4 讨 论

4.1 沁水盆地煤层气形成与演化过程

沁水盆地地质构造-热演化过程较复杂,诸多学者[5,21,22-26]对沁水盆地南部构造热演化史进行了大量研究,郑庄区块与胡底区块现存煤层气的生成过程与沁水盆地南部构造演化史基本一致,根据前人研究成果,将研究区煤层气生成过程总结如下:

(1)第1阶段(晚石炭世—早二叠世),缓慢沉降阶段。由于沉降速度的变化,充填期、聚煤期和掩埋期交替出现,至早二叠世末,15号煤最大埋深近300 m,平均沉降速度不超过25 m/Ma,古地温梯度为2～3℃/(100 m),Ro＜0.5%,在相对低的温度(一般小于50℃)条件下,通过细菌参与或作用形成原生生物成因气,由于煤层埋深浅、压力低,储层孔隙很少,原生生物成因气难以保存下来[22]。

(2)第2阶段(晚二叠世—晚三叠世),快速沉降阶段。平均沉降速度为80～100 m/Ma。三叠世末期3号煤最大埋深达4 000 m左右,15号煤比3号煤层埋深多90 m左右;古地温梯度为4～6℃/(100 m),地层古地温达到140℃左右,Ro达到1.2%[13],石炭—二叠纪煤层达到第1次生烃高峰期,生气量占总生气量的32%[5,23]。

(3)第3阶段(早侏罗世—中侏罗世),抬升与沉降波动期。早侏罗世由于印支运动使该区整体抬升,广泛遭受剥蚀,最大抬升幅度超过1 000 m,煤化作用终止。古地温梯度为4～6℃/(100 m)。到中侏罗世,燕山运动使沁水盆地又开始缓慢沉降,沉降幅度较小,最大沉降幅度超过400 m,平均沉降速度约为16 m/Ma。由于沉降没有达到历史最大沉降深度,古地温梯度维持正常,煤级没有发生变化。

(4)第4阶段(晚侏罗世至早白垩世),晚侏罗世开始,地层沉降停止,沁水盆地整体抬升,但在110～141 Ma,沁水盆地及周缘区发生岩浆活动,受构造热事件控制,沁水南部古地温梯度达到 8.03℃/ (100 m)以上,晋城一带地层最大古地温为246.68～252.03℃,Ro达到3.0% ～4.0%,造成了沁水盆地南部异常高的热成熟作用[24-25],晚古生代煤的煤级分布格局基本上定型于这一时期。石炭—二叠纪煤层所处的温度已远远超过晚三叠世末最大埋深时的温度,第2次煤化作用开始,并达到第2次生烃高峰。第2次生气量达到总生气量的68%。煤层演化程度最高的地质时期不仅决定了生气量的大小,而且决定该地区煤层气地球化学特征的关键地质时期[23]。

(5)第5阶段(晚白垩世至今),喜山运动在盆地内形成了次一级的断陷盆地,局部沉积了第三系和第四系地层。古地温变化为晚白垩世至古近纪早、中期为高地温场的延续时期,地温梯度为6.5～5.5℃/ (100 m),渐新世以前古地温仍保持在120℃左右或更高;渐新世—中新世以来,盆地发生了大规模快速抬升冷却,地层遭受剥蚀,沁水盆地南部地层剥蚀厚度为2 528.9 m,地温梯度大幅度降低,从6.0℃/ (100 m)骤降至4.2℃/(100 m)左右,地温降幅达60～75℃;中新世以来地温场逐渐趋于稳定,地温梯度由 4.2℃/100 m演变到接近现代地温场的3.53℃/100 m左右[25-26]。

4.2 煤层气碳同位素地球化学特征

对于煤层气同位素地球化学与成因类型方面的研究,目前尚未形成较成熟的理论与方法,现今基本沿用常规天然气的有关概念和分类方案,煤层气甲烷碳同位素组成比常规天然气要复杂得多[27]。在判断煤层气成因时,要结合煤的热演化程度和煤所处的地质条件,才能更好地判识煤层气的成因[11]。在研究煤层气成因中,甲烷碳同位素值特征是判识煤层气成因类型最有效的方法之一。煤层气成因类型主要包括:原生生物成因气和原生热成因气。本次测试的研究区甲烷碳同位素值为-30.8‰～-33.1‰(表1),根据图2判识,郑庄区块和胡底区块煤层气成因以热成因煤层气为主,但从图3可以看出,煤层气生成以后经过了后期的次生作用改造,不是纯粹的热成因气。

图3 郑庄和胡底煤层气成因Bernard判别[20]Fig.3 Bernard diagram for classifing genetic type of CBM in Zhengzhuang and Hudi blocks[20]

按照戴金星[10]的研究成果,在相同的源岩成熟度下,原生煤层气的δ13C1比油型气重得多,原生煤层气 (成熟 度 Ro为 0.76% ～3.11%)δ13C1为-34.6‰～-24.9‰,我国煤矿煤层气是变干、变轻煤层气,变轻煤层气δ13C1值一般小于或大致相等于油型气的δ13C1,分布区间值为-33.7‰～-66.9‰。按此分类,本次研究区应为原生煤层气。但是,根据文献[4]对沁水盆地南部煤层气田平面分带,研究区属于原生-次生煤层气混合吸附带,由于煤层气混合吸附带经过了后期次生改造作用,煤层气碳同位素应该相对较轻,以上结论互为矛盾。由此可以推测,该区原生甲烷δ13C1应该比现今测试结果偏重。文献[3]根据热模拟实验和经验公式计算后,认为沁水南部原生煤层气δ13C1的真实值可能要大于-27.10‰(原文为-2.710%)。刘文汇等[28]的回归煤岩热模拟公式为

郑庄区块和胡底区块3号煤Ro分别为3.29%和3.186%,由此计算,郑庄区块和胡底区块原生煤层气δ13C1的计算值分别为-27.89‰和-28.07‰。由此推测研究区原生煤层气 δ13C1至少要重于-27.89‰。尽管研究区实测煤层气δ13C1比大多数煤成气田天然气甲烷碳同位素略微偏重,但是研究区煤层甲烷碳同位素与经验计算值相比还是明显偏轻,符合我国煤层气普遍为变轻、变干煤层气的规律。

解释煤层气变轻、变干的原因主要有次生生物作用、水溶解作用、解吸-扩散分馏作用等学说。

研究区位于沁水盆地南部,其演化特征与沁水盆地南部基本相同,石炭—二叠纪煤层经历了三叠纪末区域变质作用和燕山期岩浆热变质作用,形成了2次生烃高峰。沁水盆地三叠纪末期累计生气量达到81.45 m3/t,燕山期热事件累计生气量可达359.10 m3/t[11]。即使保守计算,目前煤层保存气体为有效阶段生气量提供,保存下来的煤层气主要源于第2次生气阶段,沁水盆地南部3号煤和15号煤的有效阶段生气量分别为92 m3/t和106 m3/t[29]。而根据现场实测,郑庄区块和胡底区块3号煤含气量分别为21.32 m3/t和19.52 m3/t,胡底区块15号煤含气量为15.80 m3/t。无论按累计生气量还是有效生气阶段生气量估算,在沁水盆地煤层气生成演化过程中,绝大部分生成的煤层气都散失了,现今煤储层中保留的煤层气只是历史生成煤层气总量的较少一部分,在煤层气散失过程中,不可避免要发生同位素分馏效应。

按照Teichmuller提出的煤层气解吸-扩散-运移分馏理论,在等压条件下,13CH4具有优先吸附、滞后解吸的特点,12CH4与之正好相反,具有优先解吸、滞后吸附。根据文献[2]对煤样解吸的试验结果,随着解吸时间的增加,煤层气碳同位素都会变重。因此,煤层原生带和解吸带因解吸作用,碳同位素都会变重而不是变轻。对于处于相对封闭体系中的煤层解吸带,由于自身的解吸而引起甲烷碳同位素变重,如果考虑吸收了由原生带解吸后往上扩散的12CH4,解吸带甲烷碳同位素变重或是变轻取决于二者的比例。因此,该理论用于解释中国各主要煤层气盆地煤层甲烷碳同位素总体偏轻的结论存在局限性。

秦胜飞等[6]指出流动的地下水对游离气的溶解作用及游离气与吸附气的交换作用是煤层气甲烷碳同位素变轻的原因。该理论对于13CH4被带到哪里了没有交代。根据地下水的运动规律,径流区携带13CH4的地下水会补给到滞留区,处于相对封闭体系中的滞留区,由于径流区携带13CH4的到来,该区域甲烷碳同位素总体也会偏重而不是偏轻,也不能完全解释中国各主要煤层气盆地煤层甲烷碳同位素总体偏轻的事实。基于以上分析,笔者提出以下新机理来解释煤层气甲烷碳同位素变轻的规律。

由于沁水盆地南部煤层气生成演化过程中存在2次生烃,绝大部分生成的煤层气都散失了,现今煤储层中保留的煤层气只是历史生成煤层气总量的较少一部分。沁水盆地南部煤储层古地温最高温度可达246.68～252.03℃,地层静水压力可达 36～40 MPa,在此地质条件下,储层中伴生地下水变为高压高温流体。这种高压高温流体同时参与两种循环模式,分别为横向循环模式和竖向循环模式。横向循环模式存在于地下水循环体系中,遵从补给区-径流区-排泄区的循环路径,在流体循环过程中,13C—H键甲烷的极性要大于12C—H键甲烷的极性。水是一种弱极性溶剂,根据相似相溶的原理,13CH4在水中的溶解能力要大于12CH4。在地下水从径流区补给到滞留区的横向循环过程中,不断溶解从煤层中释放的13CH4,留下更多的12CH4,使游离气中12CH4相对富集,游离气中12CH4再与煤中的吸附气发生交换,部分12CH4变成吸附气,把吸附气中部分13CH4交换出来变成游离气,交换出来的13CH4再被水优先溶解带走,通过累计效应,造成从径流区到滞留区煤层气甲烷碳同位素逐渐变轻,这一过程与文献[6]提出的流动地下水优先溶解13CH4引起煤层气甲烷碳同位素分馏机理相同。对于径流区,由于水溶作用把游离气中较多的13CH4带走,留下相对较多的12CH4,使煤层气中的游离气甲烷碳同位素值偏轻。滞留区由于接纳了较多的13CH4而使煤层气中的游离气甲烷碳同位素值偏重。随着时间的推移,滞留区甲烷碳同位素会变得越来越重,其甲烷碳同位素值会比原生煤层气偏重。但实际上,根据前述可知,胡底和郑庄煤层气的δ13C测试值比原生煤层气推测值(-27.89‰)偏轻,这与实际情况不符。由此推测,滞留区的煤层气也同样发生了同位素分馏作用。

根据4.1节所述,沁水盆地南部煤储层经过2次高温变质作用,2次生烃,尤其在燕山期异常热事件中,煤的有机质生烃速度急剧增大,煤层含气量急剧上升,煤层生烃压力高于静水压力,在成烃增压和水热增压的联合作用下,流体压力增大,煤中异常高压流体微单元形成后,当流体压力大到足以使储层产生垂直层面的微裂缝时,携带大量溶解气体的高温高压流体会突破储层,向上逸散出煤储层,在盖层薄弱地带(如背斜轴部)继续向上突破,沿储层和围岩构造节理、裂隙垂直向上运移,一部分散失,一部分随着流体温度和压力逐渐降低,在煤储层及顶板上覆岩层层面及其节理中形成富含气体和液体包裹体的充填方解石脉或石英脉,这一现象在沁水盆地南部钻孔中可以经常看到。历史生烃中的大量煤层气主要是通过竖向循环模式散失的。在流体竖向循环过程中,煤层气的散失同时伴随着甲烷碳同位素的分馏作用。根据室内试验,当温度高于78℃时,甲烷溶解度随温度和压力的升高而增加。与地下水的横向循环溶解模式类似,由于13CH4在热液中的溶解能力要大于12CH4,热液在竖向循环中会带走较多的13CH4气体,留下较多的12CH4,使游离气中12CH4相对富集,游离气中12CH4再与煤中的吸附气发生交换,部分12CH4变成吸附气,将吸附气中的部分13CH4交换出来变成游离气,交换出来的13CH4被热液优先溶解,随竖向流体循环而被带走,从而使滞留区甲烷碳同位素相对变轻。通过地下水的横向循环和竖向循环过程中的流体流动优先溶解13CH4,从而引起现今煤储层煤层气甲烷碳同位素分馏,无论是径流区还是滞留区,煤层气甲烷碳同位素总体都会相对原生煤层气甲烷碳同位素轻,由此可以解释沁水盆地南部煤层气甲烷碳同位素总体偏轻的现象。

燕山期岩浆作用后期,渐新世—中新世以来,盆地发生了大规模的快速抬升冷却,地层遭受剥蚀,地温梯度大幅度降低,竖向循环作用逐渐减弱,直至停止,竖向热液循环引发的同位素分馏效应也随之停止。但地下水在水压力驱动下,横向循环过程中引发的同位素分馏作用还在继续,径流区部分13CH4继续补充到滞留区,且具有运移距离越远、重同位素13CH4越富集的特点,这一点在四川须家河组气藏中得到证实[30]。同时,由于煤储层渗透性较差,循环路径较长,沁水盆地南部滞留区无法排泄,造成盆地径流区与滞留区地下水交换非常缓慢,后期横向循环对煤层气同位素分馏作用有多大还需进一步研究。

在地层温度降至78℃以下,横向循环体系将地表水补给到煤系地层径流区的过程中,有可能将产甲烷菌群带入3号和15号煤层,由于15号煤顶板为K2灰岩,相对于3号煤层,15号煤层和顶板K2灰岩裂隙含水层之间存在较强的水力联系,由此宜产生较多的次生生物气,这可能是造成沁水盆地南部地下水径流区现今15号抽采煤层气甲烷碳同位素比3号煤偏轻的一个原因,对此本文不再详细论述。

4.3 甲烷氢同位素的地球化学特征

根据文献[31]天然气氢同位素组成主要受源岩有机质的氢同位素组成特征和热演化程度影响。烷烃气的氢同位素组成首先与源岩的沉积环境密切相关[28,32],即随着沉积时水介质的盐度增大,烷烃气的氢同位素组成变重[28,33],海相源岩所生成甲烷氢同位素组成重,陆相淡水湖相源岩所生成甲烷氢同位素组成轻,半咸水湖相源岩所生成甲烷氢同位素组成介于上述二者之间[34];其次才是成熟度的影响,即随有机质热演化程度的增高,烷烃气有富集重氢同位素的趋势[33]。

本研究区为石炭—二叠纪煤系地层,15号煤所在的太原组主要为陆表海碳酸盐岩台地-滨浅海碎屑岩沉积环境,灰岩形成于陆表海环境,煤形成于半咸水-咸水的泥炭沼泽环境,15号煤顶板为K2灰岩;而3号煤为河控三角洲淡水泥炭沼泽环境,低硫富氧,成煤环境基本上未受海水影响[35-36]。郑庄区块3号煤 的 甲 烷 氢 同 位 素 组 成 为-165.26‰～-160.53‰。胡底区块3+15号煤层混合气甲烷氢同位素组成为-179.32‰～-168.31‰,15号煤形成于半咸水-咸水的泥炭沼泽环境,3号煤为河控三角洲淡水泥炭沼泽环境。15号煤生成煤层气甲烷氢同位素要重于3号煤生成煤层气甲烷氢同位素,按理说抽采单一3号煤层的郑庄区块比抽采3+15号混合煤层的胡底区块煤层气甲烷氢同位素要相对较轻,由表1可知,实际测试结果正好相反,郑庄区块比胡底区块甲烷氢同位素较重。由此可以推测,现今抽采的15号煤甲烷氢同位素更轻,发生了后生次生改造作用。

根据实验研究,即使到150℃以上,干酪根中烷基上的氢原子可以保存其原始的氢同位素组成特征[37-38],自然条件下,甚至到200～240℃,经过上亿年的时间,烃类和水之间的氢同位素交换反应非常缓慢,煤层气氢同位素组成特征仍然能够反映母质氢同位素组成特征[39-40],由此可以推测煤层气形成时期古水介质与烃类之间的氢同位素交换反应造成氢同位素变轻相对较小。

由以上研究可知,15号煤顶板为K2灰岩,15号煤储层和顶板K2灰岩裂隙含水层之间存在较强的水力联系,15号煤的煤层气井排出水是煤层水和煤层顶板灰岩水的混合水。地表水与15号煤层顶板灰岩水之间的水力联系较好,顶板灰岩水受地表水补给[41]。在地表水的补给过程中,产甲烷菌群被带入15号煤层,在产甲烷菌群的作用下,产生次生生物气,从而使15号煤层甲烷氢同位素变轻。这种次生生物作用是在煤系地层温度降至78℃以下,尤其是在35～55℃温度阶段更容易产生次生生物气。根据4.1节所述,研究区到渐新世以后,当地层温度降到78℃后才可能发生次生生物作用,但由于研究区煤变质程度较高,产生的次生生物气相对有限。

生物甲烷的产生可以由以下两种途径生成:①通过CO2还原形成(式(2));② 通过乙酸发酵作用形成(式(3))[42]。即

为了进一步研究次生生物作用的途径。假定不考虑郑庄区块和胡底区块3号煤层甲烷δD的差异性,认为煤层气抽采井在抽采3号煤和15号煤的平面影响范围相同,气样中δD的大小仅仅与煤层的含气量和煤层厚度有关,胡底区块15号煤层的δD值可以按式(4)估算。

式中,h3和h15为3号煤和15号煤的厚度,分别取5.59 m和2.51 m;A3和A15为3号煤和15号煤的含气量,分别取19.52 m3/t和15.8 m3/t;δD3,δD15和δD3+15分别为3号煤、15号煤和3+15号煤混合气体甲烷氢同位素δ值。

假定胡底区块和郑庄区块3号煤甲烷氢同位素δ值相同,取其平均值为-163.63‰,则胡底HD-55, HD-45和 HD-38的 15号煤 δD(CH4)分别为-222.49‰,-184.71‰和 -181.19‰,平均值为-196.13‰。Whiticar[20]认为乙酸发酵作用主要发生在陆相淡水环境,甲烷的氢有1/4来源于水,3/4来源于乙酸甲基基团。CO2还原途径形成生物气的环境主要与海相条件有关,甲烷的氢全部来源于水,可用式(5),(6)[42]表示。

由文献[41]可知,沁水盆地南部15号煤顶板灰岩水 δD分布在-83.1‰ ～-63.1‰,平均值为-72.4‰,由式(5)和(6)计算的 δD(CH4)分别为-232.4‰±10‰和-394‰,与胡底 δD(CH4)平均值-196.13‰相比较,实测值更接近由式(5)CO2还原途径δD(CH4)的计算值,说明本试验15号煤所采集的煤层气样品通过微生物还原CO2生成了更多次生生物气。CO2还原生物气 δD(CH4)分布在-250‰～-150‰,醋酸发酵生物气δD(CH4)分布在-400‰～-250‰[42-43],计算值位于CO2还原生物气δD(CH4)分布区间内。

CO2还原途径和乙酸发酵2种机制所形成煤层气的相对份额可由1986年Jenden and Kaplan[44]提出的公式进行计算,即

其中,f为生物成因甲烷气中由乙酸发酵作用生成的气体比例,则CO2还原作用所占比例为(1-f)。

将数据按式(7)计算可得,CO2还原作用所占的比例约为0.88。表明本次采集的胡底煤层气绝大部分是通过CO2还原所生成,和上述由甲烷和水的同位素组成式(5)和(6)的分析结果一致。另外,15号煤层顶板为K2灰岩,地下水与地表水或大气降水的水力联系比3号煤相对较好,可以有更多的CO2代入煤层,这为CO2还原途径生成次生生物甲烷提供了物质基础。同时15号煤形成于半咸水-咸水的泥炭沼泽环境,Whiticar[42]则指出,海相环境中的生物甲烷以CO2还原为主要形成机制,这为CO2的还原途径形成次生生物气提供了适宜的外部环境。以上现象都从不同角度说明沁水盆地南部次生改造作用完全符合细菌还原CO2生气的规律,这与淮北煤田芦岭煤矿煤层气成因途径类似[45-46],也与目前生物成因煤层气藏多是以 CO2还原方式产生结论吻合[47],沁水盆地南部也无疑遵从这一规律。

5 结 论

(1)煤层气组分分析结果表明,郑庄和胡底煤层气组成中烃类气体中甲烷占绝对优势,其次为极少量乙烷,所含有的非烃气体主要为氮气、二氧化碳和氩气,体积分数相对极少。干燥系数值均大于0.99,从化学组成来看是极干燥气体。

(2)郑庄区块和胡底区块煤层气δ13C1分布范围为-33.1‰～-30.8‰,从地质分区角度,属于原生—次生煤层气混合吸附带,煤层气δ13C1测试值比原生煤层气δ13C1热模拟经验公式计算值-27.89‰相对偏轻。为了解释沁水盆地南部煤层气变轻的机理,本文提出了燕山期异常古地温阶段,横向地下水循环和竖向热液循环过程中,流体对煤层气游离气13CH4优先溶解作用和游离气12CH4与储层吸附气13CH4交换作用,是引起径流区和滞留区煤层气甲烷碳同位素都同时变轻的原因。

(3)研究区煤层气甲烷 δD值为-179.32‰～-160.53‰,甲烷氢同位素组成主要与源岩的沉积环境密切相关。次生生物作用中的CO2还原途径造成现今沁水盆地埋藏浅部15号煤抽采煤层气甲烷δD比3号煤偏轻。

本次样品采集得到山西蓝焰煤层气集团有限责任公司田永东总经理及相关人员的大力支持,样品测试得到了中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室李立武研究员、李中平博士的大力支持,在此一并表示感谢!

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Analysis of geochemistry characteristics and its origin of CBM in Zhengzhuang and Hudi blocks

LI Jian-jun1,2,3,BAI Pei-kang4,MAO Hu-ping5,HAN Wen-mei1,WANG Xiao-bing3,LI Jin3,ZHANG Jun-long6

(1.School of Science,North University of China,Taiyuan 030051,China;2.Shanxi Jincheng Anthracite Mining Group Co.,Ltd.,Jincheng 048006,China; 3.State Energy Key Laboratory of Joint Exploitation of Coal and Coal-bed Methane,Jincheng 048204,China;4.School of Materials Science and Engineering, North University of China,Taiyuan 030051,China;5.School of Mechanics and Power Engineering,North University of China,Taiyuan 030051,China; 6.Institute of Earthquake Science,China Earthquake Administration,Beijing 100036,China)

Based on the history of geological structure and geothermal evolution in southern Qinshui Basin,this study investigated the origins of coalbed methane(CBM)in Zhengzhuang and Hudi blocks from the aspects of the relationship between carbon isotope and hydrogen isotope of methane,the empirical relationship between carbon isotope of methane and vitrinite reflectance of coal,the quantitative relationship between δD(CH4)and δD(H2O).The results reveal that the content of methane is predominant,from 96.83%to 98.55%,and is extremely dry gas.The contents of δ13C1and δD(CH4)is-33.1‰ to-30.8‰ and-179.32‰ to-160.53‰,respectively.The relationship between carbon isotope and hydrogen isotope of methane indicate that the CBM is the thermogenic gas reconstructed by secondary role.The contents of δ13C1is much lower than the calculated value(-27.89%)by empirical formula.The main reason can be defined as the effect of the carbon isotope fractionation of methane due to the priority dissolved13CH4inunderground fluid during the process of lateral groundwater circulation and vertical hot fluid circulation in the Yanshan period of abnormal paleogeothermal.The quantitative relationship between δD(CH4)of No.15 coal and δD(H2O)of the associated formation water indicate that the differences between the δD(CH4)value of the methane of No.3 and No.15 are due to the effect that thermogenic gas mixed with secondary microbial gas generated by carbon dioxide.

coalbed methane(CBM);geochemistry charactistics;origin;carbon isotope;hydrogen isotope;fluid circulation

P618.11

A

0253-9993(2014)09-1802-10

2014-06-15 责任编辑:张晓宁

山西省煤层气联合研究基金资助项目(2012012003);国家自然科学基金资助项目(51275489)

李建军(1969—),男,山西泽州人,副教授。Tel:0351-3923593,E-mail:ljjjc@163.com

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