煤层气成因研究一直是人们关注的热点问题之一，前人对煤层气的成因类型与地球化学示踪指标先后进行过研究。Rightmlre、RiceC2将煤层气划分为生物成因气和热成因气；Scott[3]将煤层气划分为原生生物气、次生生物气和热成因气；Smith[4]对次生生物气的地球化学特征进行了研究；戴金星[]将煤层气划分为原生或原型煤层气和变干或变轻煤层气。总体看来有关煤层气的成因类型研究，目前尚缺乏统一的认识。笔者主要利用中国目前己进行煤层气开发试验的沁水、阜新等地区煤层气地球化学分析结果，结合煤层瓦斯资料，剖析中国煤层气的地球化学特征，以期对煤层气的成因形成一个系统性的认识。
1煤层气地球化学特征
1.1组分特征
从国内外煤层气开采的钻井排采气、钻井煤岩解吸气及其组分分析发现，煤矿采掘面的煤岩解吸气组分变化较大，其次为煤矿抽放气和钻井煤心解吸气，而最具代表性的排采气的组分变化较小。根据排采气的数据统计，煤层气的组分以甲烷为主，甲烷含量一般大于97%，部分在99%以上；重烃气的含量较低，一般小于1%，多数小于0.1%;非烃气体一般小于2%，非烃气体中主要为凡，其次为C〇2，以前者为主（表1)。
1.3煤层气与常规天然气地球化学特征对比
由于煤层气主要赋存于煤层，并以吸附气为主，基本上没有经过二次运移，同时煤层气的气源类型单一，因此，煤层气地球化学特征与常规天然气有一定的差异。煤层气组分主要表现于高甲烷含量和低重烃气，为干气或特干气；常规天然气不同演化阶段气体组分不同，未成熟的生物气和高成熟的裂解气为干气，成熟阶段生成的热降解气重烃含量较高，为湿气。由于煤层气碳同位素受后期改造影响较大，表现碳同位素偏轻;常规天然气碳同位素主要受源岩母质类型和演化程度影响，随着演化程度增高碳同位素逐渐变重。期地质改造。根据煤的演化程度，原生煤层气分为生物成因甲烷和热解成因甲烷。
煤化作用是从泥炭向褐煤到无烟煤的转化过程，原生生物成因甲烷主要发生于由植物转变为泥炭阶段，即相当于煤层埋藏初期成岩作用早期到亚烟煤阶段，热演化程度只。<0.5%。这一阶段，由于煤层埋藏浅、温度低，腐殖型干酪根经厌氧细菌进行生物化学降解作用而生成，这类气体以高甲烷含量和轻甲烷碳同位素为特征，甲烷含量一般>97%，S13C!<一55%。。由于煤层气原生生物气形成时间早，煤层处于成岩作用阶段，上覆盖层还没有有效的封闭，因此，煤层中的原生生物气很难保存下来，尤其是中国高煤阶煤层气藏，经历了多次构造活动和煤层的深埋与抬升，很难见到原生生物气的踪迹。原生生物气一般出现于煤岩成熟度很低的阶段，如吐哈盆地沙尔湖地区中侏罗统西山窑组煤岩热演化程度为褐煤，煤岩R。为0.40%?0.47%，沙尔湖地区SS3井侏罗系5个煤层气组分测试结果表现出原生生物气特征(表2)。
煤化作用到高挥发分A烟煤至无烟煤阶段，主要是热成因形成的煤层气，经历热降解作用和热裂解作用。热降解作用发生于成煤作用的长焰煤到瘦煤阶段，煤岩热演化相当于R。为0.5%?1.9%。这一阶段是腐殖型干酪根经过热催化作用降解形成甲烷，以产气为主，也可生成少量煤成油，在气煤、肥煤和焦煤阶段，油、重烃和甲烷各自均有一次产出的高峰期[8]。煤型热解气仍以甲烷为主，但重烃增多，重烃含量约在3%?20%。热裂解作用发生于贫煤到无烟煤阶段，煤岩热演化相当于只。>1.9%，是在高温（250°C)条件下，残余干酪根、液态烃和部分重烃裂解形成甲烷，重烃含量低。热成因煤层气在形成过程中，随着煤岩热演化程度的增高，主要产出甲烷、二氧化碳和重烃，这3种组分在煤岩热模拟实验中显示甲烷含量是随着热演化程度增大而增大，二氧化碳和重烃随着热演化程度的增大而变小[。煤岩在热演化初期，C〇2含量很高，早期CO2含量可达60%以上，但最终的煤层气成分以甲烷为主，这主要是煤岩热演化程度越高，甲烷产率越大，并且煤层对其吸附性强，而早期形成的CO2容易溶解于水，被水带走，不容易赋存于煤层中。原生热成因煤层气组分主要是CH4，其次为N2、C〇2和重烃。对中国不同地质时代358个井田（矿）的热解成因煤层气组分统计表明，CH4含量为66.55%?99.98%，一般为85%?93%；CO2含量为0?35.58%，一般小于2.0%；N2的含量变化很大，但一般小于10%;重烃气含量随煤级不同而变化;甲烷碳同位素值一43%。?一10%。，明显比生物气的甲烷碳同位素重。
中国以原生热解煤层气为主的煤层气藏主要发育于中高煤阶含煤盆地，这类盆地的煤层都经历了两次煤化作用，一般都经历过1?2个生气高峰，并在异常高的古地温场下发生二次生气作用，为煤层气成藏富 集提供了强大的气源。高煤阶煤层气的成因以热成因为主，煤层随着埋深、温度、压力的增大和煤化作用的增强，煤变成富碳和富氢的挥发性物质，而甲烷、二氧化碳和水是去挥发分作用过程中的主要产物。如沁水盆地煤的变质程度普遍较高，从气煤到无烟煤都有分布，在盆地北部和南部，主要为无烟煤及贫煤，Ro为2.2%?40%，煤层气主要为热成因。沁水盆地南部从海西期至今，上古生界煤层经历过快速埋藏、埋深小幅波动和埋深持续减小的构造演化，古地温经历了正常、高异常和正常3个阶段。三叠纪末期，在正常古地温条件下，煤层达到最大埋深，由于区域变质作用造成煤层气的第一次生成，累计生气量达到81.45m3/t，主要是生成原生生物气；燕山期热事件造成煤阶增高，引起煤层气的第二次生成，这次生气范围广，生气强度大，累计生气量可达359.10m3/t，主要为热成因煤层气，为目前沁水盆地南部的主要成因类型（图3)。沁水盆地南部潘庄、樊庄排采井煤层气CH^含量达到98%以上，重烃、N2、C〇2含量均较低，为特干气甲烷碳同位素值为一35.39%。29.63%。，也表明以热成因煤层气为主。
中国煤层气地质条件复杂，没有绝对的原生煤层气，由于不同成因煤层气的混合，造成组分和碳同位素值的不确定性，因此，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。
Z2煤层气次生改造作用
次生改造作用是煤层气受后期改造的一个特色，对煤层气地球化学特征影响较大，可使煤层气组分和同位素发生变化，有别于常规天然气。煤层气次生改造主要包括解吸作用、次生生物作用和水溶解作用。
2.2.1解吸作用
煤岩具有多孔隙介质和较大的比表面积，对气态物质具有很强的吸附作用，煤层气一般以吸附态赋存于煤层中。煤的吸附是属于物理吸附，符合Langmmr方程[24]，即当温度一定时，在一定的压力范围内，煤对煤层气（甲烷）的吸附能力随压力升高而增大，反之，当压力下降时，吸附态煤层气则会逐步或部分发生解吸而变为游离态。
煤层气在解吸过程中，其组分和碳同位素组成都可发生解吸分馏变化。通过对13CH4与12CH4在煤孔隙表面的吸附特性及其吸附势研究，认为13CH^在煤孔隙表面的吸附势与吸附空间普遍大于12CH4，且有随压力增加而增加的趋势，在高压下煤对13CH4的选择性更强；在吸附势相同时，吸附同样体积的甲烷所需的压力13CH4比12CH4低，13CH4与煤表面作用的色散力高于12CH4。这一机理说明，在等压条件下优先解吸的是12CH4，而13CH4则具有优先吸附、滞后解吸的特点。因此，煤层气随解吸时间增加，解吸甲烷碳同位素具有变重趋势。
对于煤层气解吸对甲烷碳同位素的分馏变化，中国不少学者做过这方面的实验。沁水盆地样品的解吸实验结果发现，随着解吸时间的增加，样品解吸气中甲烷同位素变重，相同时间的解吸作用，再次解吸气比初次解吸甲烷同位素重(表3)对云南富源县1口钻井的二叠系第16煤层的煤心，进行了煤层气同位素解吸分馏实验，在自然条件下进行一次性气体解吸，对连续解吸出的气体按先后顺序，进行了9次取样测试，甲烷碳同位素组成变化依次为+45.1%。，一46.4%0，-46.9%o，一46.5%o，一46.3%。，一46.2%。，一46.0%。，-46.0%。，一45.1%。，除了前3次甲烷碳同位素值稍为变轻外，从第3次开始，甲烷碳同位素值依次变重；对甘肃宝积山煤田井下1个煤样实验，块煤第一、第二次解吸气的S13C1值分别为-39.4%。和-33.0%。。这些实验也验证了煤层气解吸的分馏效应。
由于煤层气的解吸分馏效应，随着解吸时间的增长和优先解吸出的12CH4的散失，在不考虑煤层气水溶解分馏效应的情况下，解吸作用可致使煤层气组分和甲烷碳同位素的变化，甲烷碳同位素应比原生煤层气的要偏重。
1.2.2次生生物作用
次生生物作用可以发生于不同煤阶的煤层，但主要发生于低煤阶。现在中国低煤阶含煤盆地发现了次生生物气，如山西霍州李雅庄煤矿山西组2号煤层Ro为0.87%?0.96%，煤层气样的CH4含量为99.35%?68.35%,C2H6含量为0.022%?0.01%,N2含量为463%?30.87%，含少量的C〇2(0.38%?0.06%)及Ar、S〇2等组分（图4)，烃类组分的干燥系数匕/匕―均大于0.999；S13Ci为一59.1%o61.7%。。从组分特征来看，S13C1<一55%。属于原生生物气；而热成因煤层气的S13C1值则一般大于一50%。，其主体分布范围约在一45%。?一30%。，因此李雅庄煤层甲烷的碳同位素组成具有典型生物气的特征。但正常的情况下，煤岩R。值为0.8%?1.0%时，应处于热成因甲烷开始产生的阶段，而李雅庄煤层气碳同位素值表现的煤岩演化阶段与镜质体反射率相矛盾，这恰恰是次生生物气的特征[26-29]，表明李雅庄煤层气主要为次生生物气。由于构造运动导致地层抬升后上覆地层的剥蚀，前期达到热成熟阶段的煤层出露地表或与地表水直接沟通，形成的热成因气大量散失，但在生物作用下，煤层仍然可以继续生烃，即次生生物气。煤层中一般都或多或少的保留下一定数量的热成因气，因此后期生成的次生生物气则必然与早期热成因气相混合。
实验研究次生生物成因与热成因混合所引起的甲烷碳同位素变化效应，首先，采集了两组煤层气气样，一组为产自海拉尔盆地的气样（1号样品），其甲烷含量为89%，S13C1值为一73.2%。，代表次生生物气;另一组为分别产自沁水盆地和靖远煤田的2个气样（2号和3号样品），其甲烷含量分别为98.96%和97.5%，S13C1值为一31.2%。和一42.4%。，代表不同热演化阶段的热成因气。然后，将2号样和1号样，3号样和1号样，分别按8:2、：4、=5、=6,2=8的体积比例混合，配置成两个系列（各由5个样品组成）的实验用样品，代表次生生物气与热成因气以不同比例混合的煤层气，并对混合气样的甲烷碳同位素组成进行了测试（表4)。
实验结果表明：每一系列的所有混合样品的S13C1值均介于其两个原始样品的S13C1值之间；随生物气的含量比例降低，系列混合气样的S13C1值依次变重;系列样品的S13C1值的变化幅度虽然并不严格符合两种原始气的配置或混合比例，但仍然具有明显的规律。由此可见，两种不同成因类型煤层气的混合，将导致甲烷碳同位素组成发生显著的变化。次生生物气作用通常与煤层的破坏有着密切的联系，前期的热成因气散失严重，因此后期生物作用的进程与生成的次生生物气量决定了煤层气碳同位素的表征。
1.2.3水溶解作用
从我国主要大中型煤成气田天然气与我国主要含煤盆地和澳大利亚南悉尼盆地煤层气的甲烷碳同位素统计对比发现，煤层气甲烷碳同位素值与常规煤成气甲烷差别很大，煤层气甲烷碳同位素普遍轻于常规天然气甲烷碳同位素，即煤层气甲烷碳同位素比常规煤成气偏轻，煤层气明显富集12CH4M(^5)。我国华北地区太原组煤系直接覆盖在奥陶系灰岩之上，煤系与下伏奥陶系灰岩岩溶裂隙含水层强径流带容易产生水力联系，所以太原组的煤系水动力条件往往强于上部的山西组煤系。在煤层甲烷碳同位素值方面，太原组的煤系甲烷碳同位素轻于山西组煤系的现象十分普遍，例如沁水盆地南部地区晋试2井、晋试3井均显示出太原组15号煤层甲烷碳同位素轻于山西组3号煤层（图6)。
图6沁水盆地南部地区3号、5号煤层甲烷碳同位素值特征
煤层甲烷通过盖层扩散散失，煤层甲烷碳同位素应该变重，而不是变轻，因为12CH4比13CH4容易扩散，扩散效应会使煤层中13CH4富集，因此不大可能是扩散作用导致煤层甲烷散失；煤层甲烷的损失也不可能是水驱作用，因为水驱过程中存在气水界面，不会使煤层甲烷碳同位素发生变化。
水溶解作用可以使煤层甲烷碳同位素发生分馏作用，使煤层中残留的甲烷碳同位素值变轻m-323。模拟实验用蒸馏水在常温下对天然气进行长时间的淋滤，结果表明经过水淋滤后的天然气，甲烷碳同位素会明显变轻；随着淋滤时间增加，甲烷碳同位素变轻程度加大（图7)，说明水溶解作用对甲烷碳同位素可以产生分馏效应，更容易把13CH4溶解带走。径流水区地下水对煤层气破坏的现象除了使含气量降低外，主要表现在流动的地下水可使煤层甲烷碳同位素变轻，变轻的程度受水动力强度影响。因此，由于奥陶系灰岩层地层水的冲刷溶解作用，我国华北地区太原组煤层气甲烷碳同位素值轻于上覆的山西组，但在局部滞留区则表现出正常的甲烷碳同位素垂向变化序列（图6)。
3结论
(1)我国煤层气组分以甲烷为主，为干气。煤层气甲烷碳同位素分布于一72.3%024.9%0，具有双峰分布特征，重碳同位素主要分布于一28%。40%0，
主要分布于高煤阶地区，轻碳同位素主要分布于一48%。?一64%。，主要分布于中低煤阶地区；乙烷碳同位素值分布于一26.7%012.5%0，与常规天然气中 的煤成气乙烷碳同位素的特征相近。
(2)原生煤层气主要由生物成因甲烷和热解成因甲烷构成，其中生物成因甲烷主要发生于由植物转变为泥炭阶段，天然气以高甲烷含量和低甲烷碳同位素为特征；热成因煤层气主要发生于煤化作用到高挥发分A烟煤至无烟煤阶段，经历热降解作用和热裂解作用，热降解作用煤层气仍以甲烷为主，但重烃增多，热裂解作用煤层气则以甲烷为主。
煤层气的地球化学特征明显受解吸作用、次生生物作用和水溶解作用影响。煤层气的解吸分馏效应导致解吸的甲烷碳同位素应比原生煤层气偏重；次生生物作用和水溶解作用导致甲烷碳同位素应比原生煤层气偏轻。
