楊曙光，許 浩，王 剛，王 瓊，任鵬飛，董文洋

(1.新疆維吾爾自治區(qū)煤田地質(zhì)局，新疆 烏魯木齊 830091; 2.中國地質(zhì)大學(北京) 能源學院，北京 100083; 3.煤層氣開發(fā)利用國家工程中心煤儲層實驗室，北京 100083; 4.非常規(guī)天然氣地質(zhì)評價與開發(fā)工程北京市重點實驗室，北京 100083)

煤層氣作為新型清潔能源近年來得到快速發(fā)展，而煤層甲烷風化帶的存在關系到煤礦安全、煤層氣資源評價等諸多問題。煤層甲烷風化帶是由于煤層中的氣體向上運移，同時地面空氣向煤層中滲透而產(chǎn)生[1]。多年來，眾多學者圍繞著甲烷風化帶的判別指標和分布規(guī)律、形成機制以及準南地區(qū)甲烷風化帶的深度標定開展了廣泛的研究工作，并取得了較豐富的研究成果。但準南地區(qū)低煤階煤層氣的規(guī)模化勘探開發(fā)正處于起步階段，尚未形成能夠有效指導勘探和生產(chǎn)實踐的系統(tǒng)理論，其中，有關低煤階煤層氣區(qū)甲烷風化帶形成與分布的地質(zhì)作用機理方面的研究相當薄弱，難以滿足煤層氣產(chǎn)業(yè)發(fā)展的迫切需求[2-3]。具體表現(xiàn)在低煤階煤層氣區(qū)塊評價中甲烷風化帶取值單一，通常一個地區(qū)甲烷風化帶只取一個值。實際上，低煤階煤層氣區(qū)甲烷風化帶的深度變化較大，不同地區(qū)或同一地區(qū)的不同位置風化帶的分布具有較大差異，若對甲烷風化帶分布的差異性缺乏深入的認識將會影響低煤階煤層氣資源評價的準確性和可靠性，嚴重制約了準南地區(qū)煤層氣勘探風險的規(guī)避和產(chǎn)能建設的規(guī)劃。

因此，筆者著眼于準南地區(qū)烏魯木齊礦區(qū)低煤階煤層氣特征，提出了煤層氣甲烷風化帶劃分的新方法，并分析了構(gòu)造、沉積、水文地質(zhì)特征對甲烷風化帶的影響，力求更加合理、準確地劃分研究區(qū)甲烷風化帶深度，以期規(guī)避勘探風險，降低開發(fā)成本。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

準噶爾盆地南緣地處天山北麓低山-丘陵地帶(圖1(a))，構(gòu)造上經(jīng)歷了早二疊世裂谷、中晚二疊世前陸盆地，三疊紀至白堊紀復合類前陸盆地和古近紀以來的類前陸盆地4個階段[4]。構(gòu)造上整體上表現(xiàn)為“東西分帶，南北分段”的特點。烏魯木齊礦區(qū)位于準南中東部(圖1(b))，以烏魯木齊河為界，分為河東礦區(qū)與河西礦區(qū)。河東礦區(qū)煤層主要受八道灣向斜與七道灣背斜這個大型共軛褶皺的控制[5]。河西礦區(qū)煤層氣井主要位于西山單斜，受到的構(gòu)造擠壓變形作用要明顯弱于河東礦區(qū)，煤層埋深也相對較淺。

準南地區(qū)地層由老到新依次發(fā)育石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系以及第四系地層，其中，侏羅系地層為主要含煤地層。烏魯木齊礦區(qū)為西山窯組煤層富集區(qū)，西山窯組地層可進一步劃分為西山窯組下段(SQ1)和西山窯組上段(SQ2)[6-7]。在煤系沉積時期，物源來自依連哈比爾尕山，煤層形成于三角洲與湖泊相中[8](圖1(c))。

準南地區(qū)屬于典型的干旱區(qū)中溫帶大陸性氣候，降水量稀少，蒸發(fā)量高，地表徑流水系的主要水源補給為北天山與博格達山的雪融水[9]。根據(jù)煤系含水層標高、礦化度、離子濃度等水動力參數(shù)，并結(jié)合區(qū)域構(gòu)造特征，將準南地區(qū)劃分為8個水文地質(zhì)單元，地下水流向基本受構(gòu)造樣式控制，以自南向北，自東向西為主要流動方向[10]。其中烏魯木齊河東礦區(qū)隸屬米泉水文地質(zhì)單元，表征封閉性滯留水文地質(zhì)單元;河西礦區(qū)隸屬硫磺溝水文地質(zhì)單元，表征開啟型局部滯留水文地質(zhì)單元。

圖1 研究區(qū)位置Fig.1 Location of study area

2 研究區(qū)氣體分布特征

2.1 含氣量

通過對烏魯木齊礦區(qū)煤層氣井實測含氣量統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，烏魯木齊礦區(qū)西山窯組煤層含氣量分布于2.01～13.57 m3/t，平均含氣量為5.85 m3/t。平面上，河東礦區(qū)含氣量由南向北增高(圖2)，即北單斜(七道灣背斜北翼)煤層含氣量>八道灣向斜北翼含氣量>八道灣向斜南翼含氣量。東西方向上，河東礦區(qū)西部含氣量明顯高于東部，河西礦區(qū)含氣量自東向西增大。

2.2 主要氣體體積分數(shù)

通過對烏魯木齊礦區(qū)煤層氣組分測定結(jié)果統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，烏魯木齊礦區(qū)CH4體積分數(shù)介于57%～93%，平均體積分數(shù)75%，CH4體積分數(shù)偏低;N2體積分數(shù)介于1%～11%，平均體積分數(shù)5%，N2體積分數(shù)略高;CO2體積分數(shù)介于1%～32%，平均體積分數(shù)18%，礦區(qū)CO2體積分數(shù)較高。

3 甲烷風化帶劃分新方法

當前應用最為廣泛的甲烷風化帶劃分方法為俞啟香在1992年提出的方案[1]，即將煤層氣自上而下按成分不同劃分為4個帶:① N2-CO2帶,CO2體積分數(shù)大于20%;② N2帶,N2體積分數(shù)>80%，CH4體積分數(shù)<20%;③ N2-CH4帶,CH4體積分數(shù)為20%～80%，N2體積分數(shù)為80%～20%;④ 甲烷帶,CH4體積分數(shù)>80%，N2體積分數(shù)<20%。甲烷風化帶是前3帶(N2-CO2帶、N2帶、N2-CH4帶)的統(tǒng)稱。多年來，諸多學者采用不同方法對準南地區(qū)低煤階煤層甲烷風化帶進行了劃分[11-14]?？傮w而言，前人對甲烷風化帶的研究取值較單一，忽略了準南地區(qū)低煤階含氣量低的特點;忽視了風化帶的經(jīng)濟上與地質(zhì)上的雙重意義，難以做到真正利用甲烷風化帶規(guī)避勘探風險。

甲烷風化帶的經(jīng)濟意義在于評價煤層中甲烷含量是否達到商業(yè)開發(fā)的需求。而從前的判別方法將含氣量界定為2 m3/t，或者是4 m3/t，CH4體積分數(shù)在70%或者是80%，都沒有充分考慮到不同煤階層含氣性上的差異[15]，將低、中、高煤階煤層氣藏采用同一套標準去劃分風化帶深度是十分不合理的。根據(jù)《煤層氣資源/儲量規(guī)范》(DZT0216，2010)規(guī)定的可進行商業(yè)開采不同煤級含氣量下限[16]，褐煤-長焰煤煤層含氣量下限為1 m3/t，而對煤層中各氣體體積分數(shù)的規(guī)定尚不明確，若煤層含氣量達到了1 m3/t，但是其他氣體體積分數(shù)較高，而CH4體積分數(shù)較低時依然不具有商業(yè)開發(fā)的價值。因此，本次研究將純CH4含量作為判斷煤層氣甲烷風化帶經(jīng)濟邊界的指標，在《煤層氣資源/儲量規(guī)范》(DZT0216，2010)規(guī)定的可進行商業(yè)開采褐煤、長焰煤含氣量下限為1 m3/t的基礎上，結(jié)合低煤階煤層厚度大的特點[17]，將褐煤-長焰煤甲烷含量下限定為1 m3/t。

圖2 烏魯木齊礦區(qū)煤層含氣量分布Fig.2 Distribution of coal seam gas content in Urumqi

甲烷風化帶的地質(zhì)意義在于評價煤層氣富集與保存條件的好壞。低煤階煤層氣藏中次生生物成因氣往往也占據(jù)一定比例，前人研究已證實了準南地區(qū)即含有熱成因氣也含有生物成因氣[10]。無論哪種煤層氣成因類型，其主要成分都是CH4，含有少量重烴氣以及以CO2為主的非烴氣。空氣的主要成分是N2(78%)和O2(21%)，稀有氣體約占0.94%，CO2約占0.03%，其他雜質(zhì)約占0.03%。CO2非空氣主要成分，難以大量在煤層中聚集，煤層中過高含量的CO2氣體可能來源于熱以及微生物作用產(chǎn)氣過程中伴生的CO2，也可能是地幔來源或是碳酸鹽巖的溶解產(chǎn)生[18]，因此將CO2作為一個去評價甲烷風化帶的指標較不科學。淺層(1 000 m以淺)煤層氣中N2大多為以下4種情況:① 空氣來源;② 沉積有機質(zhì)過成熟發(fā)生裂解產(chǎn)生N2;③ 高銨黏土分解;④ 反硝化細菌。③ ④ 兩種方式產(chǎn)生的N2極為有限，對整體N2體積分數(shù)的影響甚微[18-20]。而研究區(qū)為中、低煤階煤層，成熟度較低，尚未達到可以裂解產(chǎn)生N2的階段，因此淺層煤層氣中的N2基本全部來自于空氣。N2是空氣中含量最高的氣體且性質(zhì)穩(wěn)定，不似O2性質(zhì)活潑易發(fā)生化學反應而被消耗，在煤層中基本可以全部被保留下來，因此，N2為煤層氣與空氣溝通后保留在煤層中的氣體。在滿足經(jīng)濟邊界的前提下，結(jié)合傳統(tǒng)甲烷風化帶劃分方案[1]，以N2體積分數(shù)≤20%作為確定煤層氣甲烷風化帶下限的地質(zhì)邊界。

與高煤階煤層氣以熱成因氣為主不同，在低煤階煤層氣中，次生生物成因氣占有一定比重。而生物的活動離不開水，因此生物氣更易形成于淺層的補給區(qū)中。前人研究表明，生物氣多賦存于800 m以淺的煤層中[11]，甲烷菌為嚴格的厭氧菌，可在0～85 ℃溫度內(nèi)活動產(chǎn)氣，最適宜的產(chǎn)氣溫度為36～42 ℃[20]，溫度過高或過低都會使甲烷菌產(chǎn)氣效率降低，甚至失活;酸堿度在6.4～7.5較為適宜，過酸或過堿性的環(huán)境都會造成甲烷菌失活;礦化度也是影響甲烷菌生存和產(chǎn)氣的重要因素[21]，前人研究認為地層水礦化度<4 000 mg/L時，產(chǎn)甲烷菌活性高，產(chǎn)氣效率大，隨著礦化度增大，產(chǎn)甲烷菌的活性下降，當?shù)V化度>10 000 mg/L時，產(chǎn)甲烷菌將失活并不再產(chǎn)氣。因此，礦化度越低越有利于甲烷菌的產(chǎn)氣活動，但是又不能太接近地表與氧氣溝通，而礦化度大于4 000 mg/L時甲烷菌產(chǎn)氣的效率迅速降低，因此可選擇4 000 mg/L作為厭氧發(fā)酵深度邊界，也可作為判定次生生物成因氣甲烷風化帶的一個指標。

4 甲烷風化帶的劃分及影響因素分析

4.1 甲烷風化帶劃分

根據(jù)烏魯木齊礦區(qū)煤巖最大鏡質(zhì)體(腐植體)反射率統(tǒng)計，烏魯木齊礦區(qū)西山窯組煤巖最大鏡質(zhì)體(腐植體)反射率介于0.31%～0.68%，均為長焰煤與褐煤。根據(jù)上文所述甲烷風化帶劃分新方法，對準南烏魯木齊礦區(qū)甲烷風化帶進行了重新劃分。圖3為烏魯木齊河東、河西礦區(qū)CH4含量與N2體積分數(shù)隨埋深的變化關系，河東礦區(qū)與河西礦區(qū)CH4含量均具有一定的隨著埋深的加深而增大的趨勢，河東礦區(qū)N2體積分數(shù)具有隨著埋深的加深而降低的趨勢，河西礦區(qū)N2體積分數(shù)分布較為離散，未與埋深表現(xiàn)出一定的規(guī)律性關系。利用新方法劃分河東礦區(qū)甲烷風化帶深度為370 m，河西礦區(qū)甲烷風化帶為200 m。

圖3 烏魯木齊礦區(qū)CH4含量和N2體積分數(shù)與埋深關系Fig.3 Relationship between methane content and N2 concentration and depth in Urumqi

前人利用不同方法劃分研究區(qū)甲烷風化帶深度在500～600 m[12-15]，使得原本具有開發(fā)價值的煤層氣也被劃分在了甲烷風化帶內(nèi)，造成了可用資源的浪費，削弱了甲烷風化帶對儲量計算與開發(fā)的指導意義。本次研究釋放了河東礦區(qū)370～600 m、河西礦區(qū)200～600 m的煤層氣資源，促進了研究區(qū)淺層煤層氣資源的開發(fā)。

4.2 構(gòu)造條件

區(qū)域構(gòu)造運動對烏魯木齊礦區(qū)甲烷風化帶的影響，主要為晚侏羅世的燕山運動晚期導致礦區(qū)地層的抬升作用，使得煤層得以抬升至較淺地層[22-25]。西山窯組煤層在白堊世末期已進入第1次生烴，進入新生代，地層持續(xù)抬升，使得地層更接近地表，雖然會導致一部分熱成因氣散失，但是地表水與大氣降水更易滲入，為次生生物成因氣的形成創(chuàng)造了條件。原本在甲烷風化帶之內(nèi)的煤層，由于生物氣的補充，提高了煤層中甲烷的濃度，使甲烷風化帶深度隨之變淺。在烏魯木齊礦區(qū)內(nèi)部，河西礦區(qū)受到的構(gòu)造擠壓變形作用要明顯弱于河東礦區(qū)，煤層埋深也相對較淺，甲烷風化帶深度淺于河東礦區(qū)。

4.3 沉積環(huán)境

研究區(qū)主要含煤地層為中侏羅統(tǒng)西山窯組，河東礦區(qū)在西山窯組整個成煤時期多處于濱淺湖與三角洲前緣沉積環(huán)境中[6-8]。導致河東礦區(qū)煤層與砂巖層頻繁互層。河西礦區(qū)在沉積時期主要為湖相沉積，泥巖與煤交替沉積，因此河西礦區(qū)泥質(zhì)巖蓋層廣泛發(fā)育。沉積環(huán)境的不斷轉(zhuǎn)換，造成了煤層頂?shù)装鍘r性的差異組合。如圖4所示，河西礦區(qū)煤層頂?shù)装逡阅鄮r為主，透水性差但是隔氣性能好，為河西礦區(qū)提供了良好的煤層氣保存條件，利于形成淺甲烷風化帶。河東礦區(qū)則以砂質(zhì)巖頂?shù)装鍨橹?，阻氣性相對差但是透水性能好，地表水與大氣降水容易向煤層中滲透，為生物氣的補充提供了有利條件，大氣降水與地表水滲透至煤層中，帶來產(chǎn)甲烷菌，產(chǎn)生大量甲烷氣體，提高了較淺部地層的甲烷濃度，匹配河東礦區(qū)封閉性滯留水文地質(zhì)環(huán)境，可形成水動力封堵，同樣易導致淺甲烷風化帶。

4.4 水文地質(zhì)條件

烏魯木齊河東礦區(qū)隸屬米泉水文地質(zhì)單元，表征封閉性滯留水文地質(zhì)環(huán)境;河西礦區(qū)隸屬硫磺溝水文地質(zhì)單元，表征開啟型局部滯留水文地質(zhì)環(huán)境[10，21，26]。地層水流向自南向北、自東向西(圖5)。根據(jù)礦化度測試結(jié)果顯示，烏魯木齊礦區(qū)礦化度介于4 047～27 101 mg/L，平均為12 507 mg/L。八道灣向斜東部礦化度整體較低，在4 000～10 000 mg/L，這是由于八道灣向斜東部發(fā)育大面積燒變巖透水層[27-28]，地表水和大氣降水容易滲透，甲烷菌通過地表水進入煤層，同時水的流入也會帶來甲烷菌可利用的營養(yǎng)物質(zhì)，喚醒煤層中原本存在的甲烷菌，形成次生生物氣的補充，形成較淺甲烷風化帶。向斜西側(cè)則是高礦化度匯水區(qū)，礦化度多在20 000 mg/L以上，有利于形成水動力封堵。同時，由于礦化度過高，導致原本溶解于地層水中的溶解氣也較容易在此處釋放，也使得甲烷風化帶深度變淺。河西礦區(qū)礦化度在10 000～20 000 mg/L，易形成水動力封堵，且煤層頂?shù)装逡阅噘|(zhì)巖蓋層為主，保存條件優(yōu)越，利于形成淺甲烷風化帶。

圖4 烏魯木齊地區(qū)煤層頂、底板巖性組合Fig.4 Lithologic combination of coal seam roof and floor in Urumqi mining area

圖5 烏魯木齊礦區(qū)礦化度分布與水流方向Fig.5 Total dissolved solid distribution and flow direction in Urumqi mining area

綜上，在構(gòu)造抬升前，河東、河西礦區(qū)均生成了部分熱成因甲烷，但是研究區(qū)熱演化程度較低，生成的甲烷量有限，此時甲烷風化帶較深。研究區(qū)經(jīng)歷了晚侏羅世與新生代兩次地層抬升運動，河東礦區(qū)煤層頂板以砂巖為主，一方面易于地表水滲入，使研究區(qū)生成大量次生生物成因氣，隨著地下水滯留程度的增加，大量煤層氣富集;另一方面，較差的頂板封蓋條件也造成了一定量煤層氣散失，導致河東礦區(qū)甲烷風化帶深于河西礦區(qū)。而河西礦區(qū)的泥巖頂板隔水阻氣能力好，構(gòu)造抬升后，地表水滲入能力有限，生成小部分次生生物成因氣，但是頂板泥質(zhì)巖阻氣能力強，使得絕大部分的煤層氣得以保存，甲烷風化帶較淺。

5 結(jié) 論

(1)基于煤層氣富集成藏的經(jīng)濟邊界和地質(zhì)邊界，提出了低煤階煤層氣甲烷風化帶劃分標準，利用純CH4含量與N2濃度來劃定研究區(qū)低煤階甲烷風化帶邊界:甲烷含量≥1 m3/t，同時N2體積分數(shù)≤20%。

(2)依據(jù)實測數(shù)據(jù)確定了研究區(qū)甲烷風化帶深度，烏魯木齊河東礦區(qū)甲烷風化帶深度在370 m左右，河西礦區(qū)甲烷風化帶深度在200 m左右。釋放了河東礦區(qū)370～600 m、河西礦區(qū)200～600 m的煤層氣資源，促進了研究區(qū)淺層煤層氣資源的開發(fā)。

(3)查明了研究區(qū)甲烷風化帶的控制因素。構(gòu)造方面，侏羅世的燕山運動晚期導致礦區(qū)地層的抬升，造成煤層得以抬升至較淺地層，導致甲烷風化帶變淺。沉積與水文地質(zhì)方面，河西礦區(qū)煤層頂?shù)装逡阅鄮r為主，隔水阻氣能力強，利于形成淺風化帶;河東礦區(qū)煤層頂?shù)装逡陨皫r為主，阻氣能力弱透水效果好，有助于生物氣補充，匹配封閉性滯留水文地質(zhì)環(huán)境使河東礦區(qū)易形成水動力封堵或封蓋，有助于形成較淺甲烷風化帶。