0 引 言
煤层气是一种自生自储在煤层中以甲烷为主要成分，以吸附在煤基质表面为主，部分游离于孔裂隙或溶解于煤层水中的非常规天然气，具有高热值、低排放和低污染的特点[1]。同时，煤层气被视为煤炭开采过程引起矿井灾难的主要有害气体，又称“瓦斯”。随着常规油气资源不能满足能源需求及各国对矿井灾害的重视，煤层气资源勘探、开发及矿井瓦斯抽采被广泛关注[2-3]。我国作为第3大煤层气资源储量国家，煤层气地质资源量为36.8×1012 m3，占世界煤层气总量的12%，主要分为东北、华北、西北和南方四大煤层气聚集区[4]。煤层气产业的发展对于优化国家能源结构，保障能源安全，减少温室气体排放和降低矿井瓦斯灾害具有重要意义。
煤层气成藏研究能为煤层气资源合理评估和煤层气开发提供科学依据，在煤层气基础领域研究中得到快速发展。煤层气成藏是在含煤盆地沉积埋藏史、有机质生烃史及构造演化史等地质条件控制，在含煤盆地中生成、储集、运移和保存的动态地质演化过程[5]。煤层气生成是煤层气成藏的基础，其形成过程十分复杂，受沉积环境、生气母质组成特征、构造-热演化过程、微生物活动和水动力条件等多因素影响[6-8]。煤层气储集和运移能力是煤层气成藏的关键过程，受煤储层物性、煤岩组成和类型、储层压力、煤变质程度、煤体结构和水动力条件等因素影响[9-11]。煤层气成藏最终取决于煤层气的保存条件，其控制因素主要包括煤层厚度和埋深、煤岩顶底板岩性、构造运动、地下水动力条件等[12-14]。煤层气成藏的复杂性及多因素控制特点使得煤层气成藏机理缺乏系统认识。鉴于此，笔者结合国内外研究成果，从煤层气成因、煤层气储集及运移机理、煤层气藏形成地质条件3个方面系统剖析煤层气成藏机理，并指出煤层气成藏领域的未来研究方向。
1 煤层气成因机理
煤层气是成煤物质在煤化作用过程通过生物成因、早期热成因和晚期热成因形成并存储于煤层中的气体。借鉴天然气成因分类方案，煤层气成因一般包括有机成因气、无机成因气和混合成因气[8]。早期RICE[15]根据煤层气气体组分和甲烷碳、氢同位素特征将煤层气有机成因分为生物成因和热成因2类，根据煤层气形成时间不同生物成因气又分为原生生物成因气和次生生物成因气。戴金星等[16]通过对比实际煤层气气体组分和碳同位素特征与理论值的关系将煤层气划分为原生或原型煤层气和变干或变轻型煤层气。SCOTT等[17]结合煤化作用过程建立了不同生物成因气、不同热成因气与镜质体反射率之间的关系(表1)。SONG等[18]基于前人的分类方案将煤层气成因细分为原生生物气、次生生物气、热降解气、热裂解气和混合成因气。不同于有机成因分类，GLASBY[19]通过总结Russian-Ukrainian理论和Thomas Gold深部成气理论，认为煤层中的甲烷、二氧化碳等可以通过无机作用产生。LOLLAR等[20]认为地壳浅层岩石化学反应也可以生成甲烷和二氧化碳等。总体看来，煤层气成因类型并没有统一的划分方案，生气母质类型、演化过程和形成机理等是划分煤层气成因类型的重要依据，且有机成因中生物成因气和热成因气是煤层气成因类型的主要研究对象。
表1 煤层气生物成因和热成因形成阶段[17]
Table 1 Biogenic and thermogenic coalbed methane producing phase[17]
煤层气生成阶段镜质体反射率Ro/%原生生物成因甲烷<0.3早期热成因0.5～0.8最大量湿气生成0.6～0.8强热成因甲烷开始产生0.8～1.0凝析油开始裂解成甲烷1.0～1.35最大量的热成因甲烷生成1.2～2.0大量湿气生成的最后阶段1.8大量热成因甲烷生成的最后阶段3.0次生生物成因甲烷0.3～1.5
1.1 生物成因机理
生物成因煤层气是在较低温度条件下(通常低于50 ℃)，煤中有机质经多种微生物(真菌、细菌及古细菌)共同降解而形成的产物，其形成过程遵循厌氧发酵4个阶段理论(图1)[21]。原始煤和泥炭的大分子结构不能被产甲烷菌直接利用，必须先经过水解发酵菌将其降解为单分子和低聚物，然后在不同酸化细菌和产乙酸或产氢菌作用下，生成部分中间产物或直接生成氢气、二氧化碳和乙酸，最后以上产物在产甲烷菌作用下形成甲烷。由于煤大分子结构的复杂性和微生物群落的多样性，降解过程的前3个阶段反应机理仍不明确，但最后产甲烷反应机理已经明确：一种是二氧化碳还原作用 (CO2+4H2→CH4+2H2O)；另一种为乙酸发酵作用 (CH3COOH→CH4+CO2)[6]。
图1 厌氧环境有机质形成甲烷过程示意[21]
Fig.1 Diagram of methane formation from organic matter in anaerobic environment[21]
基于不同的地质演化时期，生物成因气主要包括原生生物煤层气和次生生物煤层气。原生生物煤层气主要形成于煤化作用早期(镜质体反射率，Ro<0.3%或Ro<0.5%)，生气底物通常为未成熟腐植型有机质。次生生物煤层气则是煤化作用后期，在构造作用下煤层抬升，经地表水携带的微生物作用形成，生气底物主要为前期形成的湿气、正烷烃和其他成熟有机化合物[22]。现今煤层气藏的生物成因气主要为次生生物煤层气，主要因为煤化作用早期煤层埋藏浅，地表压力小，水分占据大量孔隙，以及后期构造运动，水流作用等使原生生物煤层气逸散[23]。目前，次生生物成因煤层气在美国Powder River盆地、印第安纳州Illinois盆地、波兰Lublin盆地、澳大利亚Bowen和Sydney盆地，我国安徽淮南淮北、云南恩洪地区及鄂尔多斯盆地东缘等地均占有较高比例[24]。
1.2 热成因机理
热成因煤层气是泥炭在煤化作用过程中生成的由烃类(甲烷和重烃)、非烃类(二氧化碳、氮气)和一氧化碳等组成的混合气体。热成因煤层气形成依赖于煤变质程度，随煤变质程度增加，煤中有机质发生一系列物理化学反应，使煤中有机质不断脱氧、脱氢和富碳，大量甲烷等烃类气体和二氧化碳、氮气等非烃类气体伴随着热演化过程有规律地产生(图2)，主要产气阶段Ro在0.6%～4.0%[17]。基于不同演化程度和生气特点，热成因煤层气又分为热降解气和热裂解气。热降解气主要发生在长焰煤到瘦煤阶段(Ro=0.6%～2.0%)，该阶段的化学反应主要是官能团和侧链的裂解以及产生大分子烃类的裂解[25]。生气早期(Ro=0.6%～0.8%)以含氧官能团断裂为主，形成大量的CO2，部分烷烃支链断裂形成少量甲烷和重烃气体；生气中期(Ro=0.8%～1.3%)以芳香核结构上烷烃支链断解为主，生成大量甲烷和重烃气体；生气晚期(Ro=1.3%～2.0%)芳香核支链进一步断裂及前期形成重烃裂解，甲烷生成量相对减少[26]。热裂解气则发生在瘦煤到无烟煤阶段(Ro>2.0%)，该阶段化学反应以残余干酪根和液态烃裂解和芳香核之间的缩合为主，产生大量甲烷气体。
图2 煤化阶段热成因气形成示意[17]
Fig.2 Diagram of thermogenic gas formation in coalification stage[17]
2 煤层气储集及运移机理
煤层气形成后以吸附态储存于煤基质表面，以游离态赋存于煤层孔裂隙中，以溶解态储存于煤层水中。随构造演化发生，煤层中的游离气、溶解气以及因构造抬升或压力变化解吸的煤层气都会在地层中发生运移并重新聚集。现今煤层气藏主要以吸附气为主，其含量在85%以上，游离气含量约为10%，仅有少部分溶解气[27]。煤层气储集、运移动态过程是决定煤层气藏不同状态含气量的关键因素。
2.1 煤层气吸附解吸机理
目前普遍认为煤层气吸附属于物理吸附，服从Langmuir等温吸附理论，即甲烷分子与煤基质表面分子之间通过范德华力维持吸附状态，煤层气吸附量随范德华力增大而增加[28]。Langmuir等温吸附理论认为煤层气吸附发生在固体与气体之间，吸附平衡时气体吸附速度等于气体解吸速度，吸附解吸是完全可逆的，可通过Langmuir等温吸附方程计算煤层气吸附量。在Langmuir等温吸附理论的基础上，不同学者基于不同的假设和吸附体系提出了不同的等温吸附理论模型(表2)，包括Langmuir 单分子层吸附模型、BET多分子层吸附模型、超临界Langmuir-Freundlich吸附模型、吸附势理论吸附模型和多组分气体吸附模型等扩展模型[29-32]。众多模型中，国内外学者实验室常用Langmuir等温吸附理论描述甲烷和氮气的吸附特征，用BET模型描述CO2的吸附特征[33]。
表2 常见的吸附理论模型
Table 2 Common adsorption models
模型提出者表达式备 注Langmuir[29]V=PVLP+PL固气界面单分子层吸附,吸附解吸可逆Brunauer、Emmett、Teller[32]V=VmCPP0-P()[1+C-1()P/P0]C=expE1-ELRT()固气界面多层吸附,吸附分子间存在范德华力,吸附层位互不影响Langmuir和Freundlich[30]V=VLKbPn1+KbPn气体存在超临界吸附Rubinin和Radushkevich[31]V=V0exp-RTβElnP0P()2[]固体表面存在吸附势场,吸附层密度与距离固体表面有关
注：V为平衡压力P对应的吸附量，m3/g;VL为兰氏体积，m3/g;PL为兰氏压力，MPa;P为平衡压力，MPa;Vm为BET方程单分子层吸附量，m3/g;C为和吸附热及被吸附气体液化有关的常数;P0为试验温度下吸附质的饱和蒸汽压，MPa;R为普适气体常数，为8.314 J/(mol·K)；T为平衡温度，K；E1为第1吸附层的吸附热；EL为气体的液化热；Kb为Langmuir结合常数(反应吸附率与脱附率的比值)；n为与温度和煤孔隙分布有关的模型参数,用来校正吸附位与吸附分子，当一个活性中心吸附一个吸附分子时,n =1，一个吸附中心吸附2个吸附分子时,n =0.5；V0为微孔体积，cm3/g;β为吸附质和吸附剂的亲和系数;E为与孔隙结构有关的参数。
随着煤中水分存在形式对煤层气吸附影响认识的加深，Langmuir固气吸附理论受到了质疑。桑树勋等[34]指出注水吸附试验结果表明，固-气吸附理论无法解释注水条件高含水饱和度煤样的最大吸附量大于平衡水煤样的最大吸附量。朱苏阳等[35]认为物理吸附是动态平衡吸附过程，即游离态与吸附态甲烷处于动态平衡过程，且实际地层游离态和吸附态甲烷是同时存在的，用固-气吸附理论解释煤层气欠饱和吸附现象不合理。MOHAMMAD等[36]从界面竞争吸附的本质考虑，认为含水煤层条件下，液态水铺展在基质表面，气体在含水系统进行吸附。针对固-气吸附理论不能解释的问题，李传亮等[37]首次提出液-固吸附理论(图3)，即煤层气作为溶质溶解在地层水中形成溶液，进而吸附在煤基质表面，甲烷吸附量与甲烷溶解量有关，与甲烷压力没有直接关系。李相方等[29]根据压力与甲烷在水中溶解能力的关系提出液-固界面吸附的Langmuir等温吸附模型。朱苏阳等[38]提出煤层气在水中溶解的欠饱和状态是导致欠饱和吸附和临界解吸现象的观点，进一步提出液相和气相复合解吸的动态模型(图4)。
图3 甲烷不同吸附模式对比[37]
Fig.3 Contrast of different methane adsorption patterns[37]
图4 煤层气复合解吸动态模型[38]
Fig.4 Dynamic model of CBM compound desorption process[38]
2.2 煤层气运移机理
煤层气的运移方式包括扩散和渗流，即气体在浓度差作用下从煤基质表面扩散到裂隙系统，进而在压差作用下在裂隙系统以渗流方式进行运移。煤层作为多孔介质，孔壁与分子间的碰撞增加了气体扩散模式。根据煤孔径大小和分子热运动自由程的关系，利用Knudsen常数(Kn=d/λ,d为孔隙直径，λ为气体分子热运动自由程)将煤层气扩散模式分为3种：Knudsen扩散(Kn<0.1)，Fick扩散(Kn>10)和过渡型扩散(0.1≤Kn≤10)(图5)[39]。
图5 常见的3种扩散模式[39]
Fig.5 Three common diffusion modes[39]
前人通过煤层气扩散系数定量表达煤层气扩散能力，将其定义为沿扩散方向单位时间内通过单位截面积的扩散量，受浓度、位置和时间的影响[40-41]。基于Fick扩散定律和一定的假设条件，常见获取扩散系数的模型包括单孔扩散模型、双孔扩散模型和时间相关扩散模型(表3)。
表3 常见获取扩散因子的扩散模型
Table 3 Common diffusion model to obtain diffusion coefficients
注：Mt为t时刻的累积扩散量，cm3/g;Mt/M∞为t时刻的累积扩散率；DF为扩散系数，cm2/s;Rd为煤粒半径，cm;qm,α,λ1为计算参数；Vfree为煤颗粒没有占据的自由体积，cm3;Vcoal 为煤粒体积，cm3;B1,γ1,γ2,δ1,δ2,δφ为拟合参数；M1，M2为t时刻大孔和微孔中气体吸附/解吸量，cm3/g；M1∞，M2∞为大孔和微孔中气体最终吸附/解吸量，cm3/g;DF1,DF2为大孔和微孔扩散系数，cm2/s;Rd1,Rd2为大孔和微孔平均半径，cm;DF0为初始扩散系数，cm2/s。
根据边界条件的不同，单孔扩散模型分为恒定压力单孔扩散模型和恒定体积单孔扩散模型。文献[42]早期对恒定压力单孔模型进行简化得到经典的
模型，被广泛应用于煤矿瓦斯扩散研究，但该模型仅适用于短时间气体扩散文献[43]证明恒压单孔模型中n取10即可描述扩散过程，将其简化为类对数模型。文献[45]基于煤层双重孔隙结构特点和Henry方程提出双孔扩散模型，将扩散分为快速扩散阶段和缓慢扩散阶段，分别对应大孔系统和微孔系统。然而，由于煤层孔径分布差异强的特点，扩散不能简单分为快速阶段和缓慢阶段，LI等[46]提出多孔扩散模型，根据不同煤层孔径分布计算对应的扩散因子，拟合结果优于双孔扩散模型。文献[48-50]认为扩散因子不仅受浓度控制，还受时间控制，且不同孔径的扩散浓度随时间发生变化，提出基于时间的动态扩散系数模型，并将其代入单孔扩散模型进行求解。不同模型计算扩散因子都存在一定局限性，单孔扩散模型假设恒定的扩散因子限制，其不能描述扩散全过程，双孔扩散模型和多孔扩散模型随孔隙类别增多，计算量大且忽视孔径随时间的变化，不同时间扩散因子的经验模型与单孔扩散模型结合的准确性仍需进一步探讨。
与扩散理论相比，煤层气渗流主要通过达西理论和非达西理论定量煤层渗透性。长期以来，达西理论在研究煤层渗透能力中得到广泛应用，基于达西理论建立多种渗流模型，但该理论仅适用于线性层流区范围。汪周华等[51]研究表明低渗储层煤层气渗流应分3个阶段(图6)：低速非线性流(Ⅰ)，较高压力梯度拟线性流(Ⅱ)和高速非线性流(Ⅲ)。我国煤层低渗高含水饱和度的特点使得煤层气运移出现低速非达西渗流现象，开采过程受构造影响可能出现拟线性流和高速非线性流[52]。
随着计算机技术和数值模拟的快速发展，非达西渗流模型得到国内外学者的青睐。彭英明等[53]详细讨论了达西理论和非达西理论在煤层气渗流应用中的真实性。王刚等[54]通过三维CT重构技术模拟不同压力梯度的气体渗流，指出渗流速度和压力梯度在微观尺度下更符合高速非线性渗流规律。张志刚等[55]根据力学平衡方程，建立了描述煤层气渗流的非线性渗流方程，解释了产生非线性渗流的内在原因。然而，现有的低速非达西渗流方程通常是由试验数据拟合得到，非达西渗流产生机理仍需进一步探讨。
Vc1—低速非达西流与达西流的分界流速;Vc2—达西流与高速非达西流的分界流速
图6 低渗储层流体渗流特征[51]
Fig.6 Characteristics of fluid seepage in low-permeability reservoir[51]
3 煤层气藏形成地质条件
基于煤层气成藏过程的流体特征分析，煤层气藏的形成取决于煤层气生气、储集、运移和保存能力，其主要受控于煤层自身特征、煤层顶底板特征、煤田构造样式和地下水动力场，煤层自身特征包括煤岩组分和类型、煤变质程度、煤储层物性、煤层埋深和厚度、煤体结构[5,14,56-57]。煤层自身特征、煤层顶底板特征和煤田构造样式是煤层气成藏过程沉积埋藏和构造演化综合作用的产物。因此，笔者从地质演化过程出发，详细剖析沉积条件、构造条件和水文地质条件对煤层气成藏的控制作用。
3.1 沉积条件
煤层的沉积环境及其演化控制着聚煤特征、含煤岩系的岩性、岩相组成和其空间组合特征，很大程度决定了煤层气生成的物质基础，煤层的原始物性特征，煤层厚度和煤层顶底板特征，从而影响煤层气的生成、储集、运移和保存能力。
3.1.1 煤岩组成
沉积环境通过控制煤岩组成影响煤层气的生成和储集。煤中显微煤岩组分是形成煤层气的主要物质来源，不同显微煤岩组分生烃潜力存在明显差异，其中高H/C比的壳质组生油能力最强，镜质组和惰质组以生气为主，而惰质组的芳香化程度高，分子结构稳定，含氧官能团和含氢官能团少，不利于甲烷的生成，所以镜质组含量高的煤层生气能力往往较强[58]。镜质组和惰质组的形成受控于沉积环境，沉积过程覆水条件好，处于还原环境，有利于镜质组生成，而覆水条件差，处于氧化环境，有利于惰质组生成[59]。不同显微煤岩组分对煤层气吸附能力也存在显著差异，镜质组对甲烷吸附能力最强，惰质组次之，壳质组最弱，所以镜质组含量高有利于煤层气的储集[60]。矿物质和水的存在不利于甲烷的吸附，这是因为矿物质占据煤的孔隙空间及煤对水的吸附作用都会减少甲烷的吸附位置，从而影响煤层气的含气量(图7)[61]。
图7 古交区块不同煤层水分和灰分对含气量影响[61]
Fig.7 Influence of moisture content and ash yield on gas content of different coal seams in Gujiao Block[61]
3.1.2 煤层厚度及空间展布
煤层厚度不仅影响煤层气生气量，而且对煤层气逸散和保存有重要作用。煤中有机质含量随煤层厚度增加而增多，所以煤层越厚生气量越大[57]。煤层本身也可作为低渗透的致密岩层，厚煤层可以增加煤层气向顶底板扩散的阻力，从而提高煤层的含气性。当构造影响较小时，同煤阶煤层，煤层越厚，含气量越高[62]。煤层厚度受控于沉积过程的构造沉降、水位和植物残体供给速度，通常泥炭堆积速率与可容空间变化率保持平衡时有利于泥炭堆积，从而形成较厚的煤层[63]。不同沉积环境煤层厚度差异显著，三角洲、滨海平原等环境往往形成厚度大、分布广、稳定性强的煤层；滨海冲积平原形成的煤层厚度变化大、稳定性差；山间盆地和泻湖环境也可形成厚煤层，但分布较小；障壁后潮坪和海口湾环境形成的煤层厚度小，多呈窄带状分布；浅海环境形成的煤层厚度小，分布范围广[64-65]。
地层纵向多煤层发育为煤层气生成提供大量有机质，多煤层间的岩性特征影响煤层气的逸散、保存和气水交换，是判别多煤层统一成藏和多煤层叠置成藏的关键因素[66]。多煤层及煤层间的空间展布受控于同一聚煤时期的沉积体系。杨兆彪等[67]详细概括我国3种沉积体系控制的多煤层发育特征，指出陆相河流-三角洲-湖泊相沉积体系控制的多煤层间通常缺乏低渗透岩层，从而形成多煤层统一煤层气藏，滨海相三角洲-潮坪-泻湖沉积体系控制的多煤层间通常发育致密岩层，阻碍不同煤层间的气-水交换，从而形成多煤层叠置独立煤层气藏。沈玉林等[68]结合沉积学和地层学探讨了多煤层叠置煤层气藏的沉积控制因素，结果表明最大海泛面周围的菱铁质泥岩作为隔水阻气层可视为不同独立气藏系统的边界，层序界面则沟通不同含气单元形成多层统一气藏。
3.1.3 煤层顶底板特征
沉积环境通过控制煤层顶底板特征影响煤层气的运移和保存。顶底板的封盖能力主要取决于顶底板的岩性、厚度和韧性。相比于结构松散、孔隙大、渗透性好的砂岩，泥岩结构相对致密、孔隙小、渗透性较差，对煤层气的保存较好[56]。煤层顶底板岩性的封闭能力由强到弱依次为油页岩、泥岩、灰岩、泥岩-粉砂岩互层、细砂岩和砂岩[69]。以古交区块煤岩顶底板岩性与煤储层含气量关系为例(图8)[70]，T-155井和T-119井2号煤层顶板岩性为砂质泥岩和砂岩互层，煤层平均含气量仅约6.0 m3/t；T-80井和T-19井2号煤层顶板岩性为泥岩，煤层平均含气量高达11.4 m3/t。此外，煤层顶底板厚度越大，对煤层气垂向逸散的抑制作用越强，有利于煤层气的富集。顶底板韧性越强，受构造影响产生的裂隙越少，越有利于煤层气的保存。
图8 古交区块煤岩顶板岩性对煤储层含气量影响[70]
Fig.8 Influence of roof lithology on gas content of coal reservoirs in Gujiao Block[70]
3.2 构造条件
3.2.1 构造运动
构造运动控制着煤层埋藏史和生烃史，对煤层气藏形成的控制表现在构造沉降和构造抬升作用对煤层气的生成、赋存及保存的影响[71-72]。聚煤期后，构造沉降不断增加煤层的上覆岩层厚度，从而增加煤储层的温度和压力，有利于煤层气的生成和吸附；煤层气生成后期，构造抬升作用则使煤岩上覆地层遭到剥蚀，煤层温度和压力降低，促使煤层裂隙发育，从而导致煤层气解吸和逸散。构造抬升距离再次沉降的时间间隔对后期煤层的含气饱和度有重要影响，长期遭受剥蚀的隆起区，由于煤层气不断逸散，煤层气含量不断减小，煤层再次沉降后，将降低煤层含气饱和度[11]。我国多数含煤盆地经历多期次的构造运动，现今煤层气藏是多次构造沉降和构造抬升共同作用的结果。如延川南地区的10号煤和2号煤经历了2次生烃过程和多期构造抬升，三叠纪经历的大尺度埋深形成初次生气，晚侏罗-早白垩世异常高温引起的二次生气，晚白垩世后煤层大规模抬升造成气体不断逸散(图9)[12]。
图9 延川南构造沉降和抬升对气体生成和逸散作用[12]
Fig.9 Effects of tectonic subsidence and uplift on gas generation and escape in South Yanchuan area[12]
3.2.2 煤层埋深
煤层埋深随构造运动不断发生变化，是影响煤层温度和压力的主要因素。温度和压力是控制煤层气吸附解吸的关键因素，所以煤层埋深对煤层气藏形成的作用体现在影响煤层气的赋存能力。浅部煤层气藏压力对煤层气的吸附起主导作用，而深部煤层气藏温度对煤层气的吸附起主导作用[73-74]，这是因为煤储层温度和压力随煤层埋深的增加而增大，煤层对甲烷的吸附量随着压力升高而增加，随着温度的升高而降低，因此存在某一临界深度使得压力升高的正效应弱于温度升高的负效应，从而导致煤层的吸附气向游离气转换，减少煤层气的含量[75]。如古交区块的2号煤层、8号煤层和9号煤层，温度负效应强于压力正效应的临界埋藏深度分别在510 m左右和620 m左右(图10)[61]。此外，随着煤层埋深的增加，煤层上覆岩层厚度不断增加，导致煤层所受上覆岩层压力不断增加，降低煤层的孔隙度和渗透率，对煤层气的保存起到关键作用。上覆岩层压力的增加使得存在某一临界深度，垂向应力大于水平应力，地应力状态发生转换，水平主应力差减小，煤层三轴受压，裂隙趋于闭合，煤层渗透率变差[76-77]。
图10 煤层埋深对含气量影响[61]
Fig.10 Influence of coal burial depth on gas content[61]
3.2.3 岩浆活动
岩浆活动对煤层气藏形成的控制体现在影响局部煤层的生气、运移和保存条件，与岩浆侵入方式和岩浆侵入体与煤层的距离有关[78]。岩浆侵入会促使邻近侵入岩体的煤层温度迅速升高发生接触变质作用，从而导致局部热成因煤层气大量的生成，煤层距岩浆侵入体越近，生气量越大，煤层含气量越高[79]。大量热解生成的甲烷及岩浆侵入引起煤灰分的增加使得煤层气吸附过饱和，解吸出的游离气从煤基质表面向外产生突破压力，从而形成裂隙，提高煤层的渗透能力[80]。岩浆侵入后冷却过程一方面会使煤层产生大量次生裂隙，增强煤层气运移通道，另一方面冷却形成的岩床或者岩墙的封闭能力强，有利于其控制范围内煤层气的保存。
3.2.4 构造类型
构造演化通过控制含煤盆地的构造应力场影响含煤层系的构造类型。构造类型形成过程中，在不同构造应力作用下，煤储层及其封盖层的结构、产状、物性及地下水径流条件等发生变化，从而影响煤层气的赋存、运移和保存条件。构造应力大小和构造变形程度对多层煤气藏特征有重要影响，强构造变形沟通了不同煤层间流体的连通性，不利于多煤层叠置煤层气藏[81-82]。对单煤层气藏形成具有重要控制作用的构造类型包括断裂构造、褶皱、陷落柱等。
断裂构造通过控制煤储层及围岩的封闭性影响煤层气的保存条件，主要与断层的性质、规模、断层带胶结状况和断层两侧岩性对接关系等有关[13]。通常情况下，拉张性的正断层封闭性较差，不利于煤层气的保存；压扭性的逆断层封闭性好，不利于气体逸散，起到良好的保存作用[83]。如沁水南区块内的2组张性断层的发育使得断层附近煤层气大量逸散，断层附近煤层气含量明显低于远离断层区域的含气量(图11)[84]。褶皱对煤层气保存的影响与褶皱类型、地下水势和煤储层压力相关。通常情况，拉张性的背斜轴部，煤层和顶底板岩层的封闭性较差，气体容易逸散，不利于煤层气富集；压性的向斜核部煤岩封闭性强，具备储层压力大和地层水封堵特点，通常有大量的煤层气富集[85]。陷落柱的产生严重影响煤层产状的完整性，不仅造成煤岩封闭条件变差，煤层气扩散流失，而且导致地层压力降低，煤层气解吸，含气量减小[86]。不同类型陷落柱对煤层气保存条件影响不同，通天柱影响最大，其次是半截柱，下伏柱影响较小[87]。
图11 沁南断裂构造对煤层气含气量的影响[84]
Fig.11 Effect of fault structure on coalbed gas content in Southern Qinshui Basin[84]
3.3 水文地质条件
水文地质条件对煤层气藏形成的控制体现在影响煤层气的生成、运移和保存。生物成因煤层气所需的微生物菌落主要来自地层水，地层水的矿化度通过影响产甲烷菌的活性控制生物成因煤层气产量。准噶尔盆地南缘地层水补给不足，矿化度高导致生物成因煤层气含量较低，海拉尔盆地和二连盆地，地层水补给迅速，矿化度低，次生生物气含量高[13]。地下水动力场对煤层气的富集起到双重作用。一方面水的流动可以带走煤层中的煤层气，使煤层气流失，不利于煤层气富集，另一方面水动力场也可起到封堵或封闭作用，防止煤层气逸散，有利于煤层气的富集[88]。水力封闭控气作用和水力封堵控气作用是2种典型的水动力保存作用模式，其实质是压力封闭作用。
研究表明水力封闭控气常发生在深部煤层，地下水通过压力传递作用使煤层气吸附在煤中，煤层气相对富集而不发生运移[12]。多煤层层间水动力强弱对多煤层叠置成藏有重要影响，层间滞留水动力条件增加煤层间气体渗流阻力，有利于多煤层叠置独立气藏的形成[81]。此外，构造简单、宽缓的向斜或单斜附近，断裂构造以不导水断裂为主的煤田也常发生水力封闭控气作用[14]。水力封堵控气常发生于不对称向斜、单斜或地层抬升过程，由于压差作用使煤层气由深部向浅部渗流或压力降低引起煤层气解吸并向露头或浅部逸散，地表水以净水压力、重力驱动方式由浅部向深部流动，煤层中向上扩散的煤层气将被封堵富集成藏，形成煤层气富集有利区[89]。如郑庄区块一处水文地质剖面(图12)。
图12 郑庄区块水动力条件对煤层气富集的影响[90]
Fig.12 Influence of hydrodynamic conditions on coalbed methane enrichment in Zhengzhuang Block[90]
地下水沿煤层下倾方向流动，即T15井→S7井→H4井→S13井，在压力差作用下煤层气扩散由深部S7井向浅部T15井，恰好与地下水运移方向相反，从而形成水动力封堵[90]。
4 结论与展望
近年来，国内外学者在分析不同含煤盆地煤层气成藏机理及形成地质条件方面取得了显著成果。笔者结合相关领域研究成果，从煤层气藏形成过程和流体特征角度出发，依次分析煤层气成因机理、煤层气储集及运移机理和煤层气藏形成地质条件，研究成果和展望归纳为：
1)生物成因煤层气和热成因煤层气是煤层气成因的主要类型，生物成因煤层气的形成主要依赖于煤层中微生物群落特征，热成因煤层气的形成依赖于煤变质程度，生物成因过程微生物的作用机理研究需结合微生物学、分子动力学、基因学、地球化学等多学科知识，深入探明生物降解煤产甲烷过程发挥作用的菌种及有利其降解煤的适宜环境，为微生物增产煤层气提供理论支持。
2)吸附解吸机理是研究煤层气储集的基础理论，传统Langmuir固-气吸附理论受到质疑，固-液吸附解吸理论可以更好地解释含水煤层气吸附解吸现象，固-液吸附理论评估不同盆地煤层气资源量的可靠性需要结合现场数据进行验证，煤层气解吸复合模型能否有效应用于煤层气开发需要进一步探讨，深部煤层高温对煤层气吸附解吸的影响需要定量化研究。
3)扩散和渗流机理是煤层气运移的微观理论，比较不同的扩散模型和渗流机理，基于时间变化的扩散模型和非达西渗流模型更适合解释我国低渗储层煤层气的运移过程，而基于时间变化的扩散模型是结合时间扩散因子的经验模型与单孔扩散模型，模型准确性需进一步验证，非达西渗流产生机理仍需进一步研究，明确扩散渗流联合机制将对煤层气生产提供理论基础。
4)煤层气藏形成的地质条件主要为沉积条件、构造条件和水文地质条件，沉积条件通过控制煤岩组成、煤层厚度和顶底板特征影响煤层气成藏，构造条件通过构造活动、煤层埋深、岩浆活动和构造类型影响煤层气成藏，水文地质条件对煤层气成藏具有双重作用。
5)我国含煤盆地地质构造复杂，煤层气成藏受多种地质因素控制，不同含煤盆地煤层气藏主控因素分析应结合煤层沉积埋藏史、热演化史、构造演化史和地下水动力特征。
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