沁水盆地南部煤層氣成因分析

李建軍、白培康、毛虎平、鄭莊-胡土煤礦地球化學特征及成因的研究[j]。煤炭學報，2014年，39（9）：1802-1811。10.1225和ki。jcs。2014年。LiJianjun,BaiPeikang,MaoHuping,etal.AnalysisofgeochemistrycharacteristicsanditsoriginofCBMinZhengzhuangandHudiblocks[J].JournalofChinaCoalSociety,2014,39(9):1802-1811.doi:10.13225/ki.jccs.2014.8004沁水盆地油氣資源評價經歷了無“真正的油氣”到具有“含氣遠景”,近10a成為煤層氣商業化開發熱點地區之一。伴隨著煤層氣的開發,許多學者對沁水盆地南部煤層氣地球化學特征及其成因進行了相關研究。張建博等結合沁水盆地南部水文地質條件和構造條件提出了甲烷碳同位素的平面分帶現象;趙孟軍等認為沁水盆地南部熱演化程度最高的地質時期決定了煤層氣的地球化學特征。關于沁水盆地南部δ13C1值分布區間,胡國藝等認為沁水盆地南部δ13C1值為-29.63‰~-35.39‰,甲烷δ13C1值變化與解吸率呈良好的線性關系;王彥龍等對棗園試驗區和潘莊試驗區排采井煤層氣δ13C1值測試后,其δ13C1分布范圍分別為-32.2‰~-30.2‰和-33.0‰~-31.2‰;文獻[5,9]的δ13C1值測試結果分別為-29.9‰~-36.7‰和-61.7‰~-28.7‰,以上文獻測試內容主要以煤層氣甲烷碳同位素為主,其δ13C1分布范圍為-61.7‰~-28.7‰。通過對煤層氣δ13C1與油型氣相比較,認為煤礦煤層氣大部分具有變干變輕特征。對于煤層氣變輕的原因,不同學者提出了不同解釋,主要有以下觀點:解吸-擴散-運移分餾效應、地層水溶氣作用和多因素綜合作用。總體看來,有關沁水盆地煤層氣成因類型目前尚缺乏統一的認識。前人對沁水盆地南部同位素測試范圍主要集中在寺頭斷裂東側,筆者選擇了山西藍焰煤層氣集團有限責任公司分布于寺頭斷層兩側的鄭莊區塊和胡底區塊作為研究對象,對其地面抽采井采排氣測試了甲烷的碳、氫同位素,并結合前人研究成果對該區煤層氣成因進行再探討。1煤層層期分布特征沁水盆地是一個夾持于呂梁山與太行山兩隆起帶之間的一個復式向斜構造,主向斜軸位于榆社—北寨—沁縣—王必一線,走向NNE,東西兩翼傾角平均值分別為4.2°和4.0°。本文研究區位于沁水復向斜盆地的南端,晉(城)—獲(鹿)褶斷帶西側的晉城馬蹄形斜坡帶,研究區鄭莊區塊和胡底區塊分別位于帚狀寺頭正斷層東西兩側,西側為鄭莊區塊,東側為胡底區塊。寺頭斷層位于沁水盆地東南部地區,斷層走向變化較大,在端氏以北,走向為10°~25°,端氏以南變為60°左右,傾向NW,傾角為70°~85°;斷層落差變化范圍也較大,在寺頭一帶最大,超過360m,向南北兩端變小。研究區含煤地層為石炭—二疊系煤系地層,山西組3號煤層和太原組15號煤層為主要可采煤層,全區廣泛分布,發育穩定。鄭莊區塊3號煤平均厚度約為5.5m,煤層埋藏深度總體趨勢為西北深東南淺,煤層埋深在500~1350m,最大鏡質組反射率平均值(Ro)為3.29%,空氣干燥基含氣量為8.06~30.04m3/t,平均21.32m3/t。胡底區塊3號煤平均厚度約為5.59m,埋深413~779m,總體呈現西部埋深淺、東部埋深大。Ro為3.186%,原煤含氣量為9.10~32.21m3/t,平均19.52m3/t。15號煤層平均厚度為2.51m,Ro為2.905%,原煤含氣量為7.99~25.62m3/t,平均15.80m3/t,位于太原組下部K2灰巖之下0~0.15m,上距3號煤底板71.01~97.36m。沁水盆地屬于構造活動相對較弱的克拉通內斷陷盆地。自晚古生代以來,構造應力場經歷了3個演化階段或兩次轉型時期。印支期構造運動在盆地南部產生逆掩斷層和一系列EW走向寬緩次級褶曲,表現出近SN方向的構造擠壓應力;燕山期NW-SE向近水平擠壓構造應力場作用形成寬緩的沁水盆地,NNE-NE向次級褶曲和NNE向高角度正斷層奠定了盆地煤層氣賦存規律的總體格局;喜馬拉雅期構造應力及其形跡疊加在燕山期構造產物之上,最終奠定了盆地煤層氣成藏的現代分布格局。由此造成在沁水盆地南部,以寺頭斷裂為界,斷裂西部的沁水—翼城地區以EW向高角度正斷層為主,東部主要展現為NNE向褶皺與EW向褶皺疊加的構造格局,斷裂不甚發育。具體來說,鄭莊區塊地層寬闊平緩,地層傾角平均只有4°左右,低緩、平行褶皺普遍發育,呈近SN和NNE向展布,區內斷層不太發育,規模較小,斷距大于20m的斷層僅在西南部分布,除寺頭斷層外,主要有后腰斷層以及與之伴生的斷層,為一組NE—EW向正斷層組成的弧形斷裂帶。胡底區塊以燕山期NNE、近SN向和喜山期形成的NW向褶曲為主,總體上東南高、西北低,發育一系列與走向斜交,向西北傾伏的裙邊式鼻狀撓曲構造,斷層以NNE和NWW向正斷層為主,具有斷距小、傾角大、延伸短的特點(圖1)。2樣品采集與測試2.1氣體樣品及其來源煤層氣解吸過程發生同位素分餾,導致δ13C1存在不確定性,給對比分析帶來干擾,晚期解吸氣或較長時間的井口采集氣能夠代表原地煤層氣特征。前人對于煤層氣成因研究主要以測定甲烷碳同位素為主,甲烷氫同位素是研究烴類氣體的另一種重要的示蹤指標。國內有關煤層氣氫同位素的研究基本處于空白狀態。所以本實驗中所用氣體樣品均為排采氣,氣體樣品取自山西藍焰煤層氣集團有限責任公司鄭莊區塊和胡底區塊,排采氣樣品共計6個。煤層氣樣采用排水集氣法收集,取樣水為去離子飽和鹽水,并對采集氣樣進行組成成分、甲烷碳和氫同位素的測定分析。2.2gc-質譜條件氣體樣品組分分析和氣體同位素在中國科學院地質與地球物理研究所油氣資源研究重點實驗室測定,氣體樣品組分測定儀器為德國Finnigan公司生產的MAT271氣體成分質譜計,法拉第杯信號接收,測試精度為±1%。氣體同位素分析是色譜與質譜連用分析,GC型號為Agilent6890,色譜柱型號為CP-Carbobond(美國Varian公司生產,長度25m,內徑0.53mm,膜厚10μm),進樣口分流比為3∶1,溫度為200℃;GC升溫程序:40℃保持3min,然后按15℃/min升至240℃并保持10min。氦氣為載氣(純度≥99.999%),載氣流速為5mL/min。同位素質譜計型號:DeltaplusXP(美國ThermoFisherScientific公司生產),氧化反應溫度920℃,離子源燈絲發射電流為1.5mA,電子能量為120eV。碳、氫同位素測試精度為±0.2‰~±1‰。3結果與分析3.1實驗分區鄭莊與胡底氣體組分的含量鄭莊和胡底煤層氣組成變動均較小(表1),烴類氣體中甲烷體積分數占絕對優勢,為96.83%~98.55%,平均97.81%;其次為極少量乙烷,體積分數為0.01%~0.03%,平均0.02%;所含有的非烴氣體主要為N2,CO2和Ar,體積分數依次為1.24%~2.78%,0.10%~0.34%和0.01%~0.02%,平均值依次為1.86%,0.19%和0.01%。具體到兩個區塊,鄭莊與胡底又稍有不同,鄭莊甲烷體積含量相對較小,乙烷和非烴氣體體積分數相對較大,偏差相對較大。兩區塊的干燥系數值均大于0.99,從化學組成來看屬于極干燥氣體。3.2生物成因氣與熱成因氣的鑒別圖2為建立在大量實驗結果基礎之上,用于判別煤層氣成因的Whiticar判識圖,可用于由煤層氣甲烷碳、氫穩定同位素詳細鑒別熱成因氣和生物成因氣的生成途徑。本研究區甲烷δ13C1值為-33.1‰~-30.8‰,δD值為-179.32‰~-160.53‰(表1)。鄭莊區塊與胡底區塊相比較,前者的甲烷碳同位素和甲烷氫同位素都相對較重,數據離散性相對較小。將氣體樣品的甲烷碳、氫同位素值投影到圖2上,結果表明鄭莊區塊與胡底區塊現存煤層氣為熱成因氣。4討論4.1晚古生代煤巖煤化進程的構造古地理控制沁水盆地地質構造-熱演化過程較復雜,諸多學者[5,21,22,23,24,25,26]對沁水盆地南部構造熱演化史進行了大量研究,鄭莊區塊與胡底區塊現存煤層氣的生成過程與沁水盆地南部構造演化史基本一致,根據前人研究成果,將研究區煤層氣生成過程總結如下:(1)第1階段(晚石炭世—早二疊世),緩慢沉降階段。由于沉降速度的變化,充填期、聚煤期和掩埋期交替出現,至早二疊世末,15號煤最大埋深近300m,平均沉降速度不超過25m/Ma,古地溫梯度為2~3℃/(100m),Ro<0.5%,在相對低的溫度(一般小于50℃)條件下,通過細菌參與或作用形成原生生物成因氣,由于煤層埋深淺、壓力低,儲層孔隙很少,原生生物成因氣難以保存下來。(2)第2階段(晚二疊世—晚三疊世),快速沉降階段。平均沉降速度為80~100m/Ma。三疊世末期3號煤最大埋深達4000m左右,15號煤比3號煤層埋深多90m左右;古地溫梯度為4~6℃/(100m),地層古地溫達到140℃左右,Ro達到1.2%,石炭—二疊紀煤層達到第1次生烴高峰期,生氣量占總生氣量的32%。(3)第3階段(早侏羅世—中侏羅世),抬升與沉降波動期。早侏羅世由于印支運動使該區整體抬升,廣泛遭受剝蝕,最大抬升幅度超過1000m,煤化作用終止。古地溫梯度為4~6℃/(100m)。到中侏羅世,燕山運動使沁水盆地又開始緩慢沉降,沉降幅度較小,最大沉降幅度超過400m,平均沉降速度約為16m/Ma。由于沉降沒有達到歷史最大沉降深度,古地溫梯度維持正常,煤級沒有發生變化。(4)第4階段(晚侏羅世至早白堊世),晚侏羅世開始,地層沉降停止,沁水盆地整體抬升,但在110~141Ma,沁水盆地及周緣區發生巖漿活動,受構造熱事件控制,沁水南部古地溫梯度達到8.03℃/(100m)以上,晉城一帶地層最大古地溫為246.68~252.03℃,Ro達到3.0%~4.0%,造成了沁水盆地南部異常高的熱成熟作用,晚古生代煤的煤級分布格局基本上定型于這一時期。石炭—二疊紀煤層所處的溫度已遠遠超過晚三疊世末最大埋深時的溫度,第2次煤化作用開始,并達到第2次生烴高峰。第2次生氣量達到總生氣量的68%。煤層演化程度最高的地質時期不僅決定了生氣量的大小,而且決定該地區煤層氣地球化學特征的關鍵地質時期。(5)第5階段(晚白堊世至今),喜山運動在盆地內形成了次一級的斷陷盆地,局部沉積了第三系和第四系地層。古地溫變化為晚白堊世至古近紀早、中期為高地溫場的延續時期,地溫梯度為6.5~5.5℃/(100m),漸新世以前古地溫仍保持在120℃左右或更高;漸新世—中新世以來,盆地發生了大規模快速抬升冷卻,地層遭受剝蝕,沁水盆地南部地層剝蝕厚度為2528.9m,地溫梯度大幅度降低,從6.0℃/(100m)驟降至4.2℃/(100m)左右,地溫降幅達60~75℃;中新世以來地溫場逐漸趨于穩定,地溫梯度由4.2℃/100m演變到接近現代地溫場的3.53℃/100m左右。4.2煤中甲烷碳同位素的計算方法對于煤層氣同位素地球化學與成因類型方面的研究,目前尚未形成較成熟的理論與方法,現今基本沿用常規天然氣的有關概念和分類方案,煤層氣甲烷碳同位素組成比常規天然氣要復雜得多。在判斷煤層氣成因時,要結合煤的熱演化程度和煤所處的地質條件,才能更好地判識煤層氣的成因。在研究煤層氣成因中,甲烷碳同位素值特征是判識煤層氣成因類型最有效的方法之一。煤層氣成因類型主要包括:原生生物成因氣和原生熱成因氣。本次測試的研究區甲烷碳同位素值為-30.8‰~-33.1‰(表1),根據圖2判識,鄭莊區塊和胡底區塊煤層氣成因以熱成因煤層氣為主,但從圖3可以看出,煤層氣生成以后經過了后期的次生作用改造,不是純粹的熱成因氣。按照戴金星的研究成果,在相同的源巖成熟度下,原生煤層氣的δ13C1比油型氣重得多,原生煤層氣(成熟度Ro為0.76%~3.11%)δ13C1為-34.6‰~-24.9‰,我國煤礦煤層氣是變干、變輕煤層氣,變輕煤層氣δ13C1值一般小于或大致相等于油型氣的δ13C1,分布區間值為-33.7‰~-66.9‰。按此分類,本次研究區應為原生煤層氣。但是,根據文獻對沁水盆地南部煤層氣田平面分帶,研究區屬于原生-次生煤層氣混合吸附帶,由于煤層氣混合吸附帶經過了后期次生改造作用,煤層氣碳同位素應該相對較輕,以上結論互為矛盾。由此可以推測,該區原生甲烷δ13C1應該比現今測試結果偏重。文獻根據熱模擬實驗和經驗公式計算后,認為沁水南部原生煤層氣δ13C1的真實值可能要大于-27.10‰(原文為-2.710%)。劉文匯等的回歸煤巖熱模擬公式為鄭莊區塊和胡底區塊3號煤Ro分別為3.29%和3.186%,由此計算,鄭莊區塊和胡底區塊原生煤層氣δ13C1的計算值分別為-27.89‰和-28.07‰。由此推測研究區原生煤層氣δ13C1至少要重于-27.89‰。盡管研究區實測煤層氣δ13C1比大多數煤成氣田天然氣甲烷碳同位素略微偏重,但是研究區煤層甲烷碳同位素與經驗計算值相比還是明顯偏輕,符合我國煤層氣普遍為變輕、變干煤層氣的規律。解釋煤層氣變輕、變干的原因主要有次生生物作用、水溶解作用、解吸-擴散分餾作用等學說。研究區位于沁水盆地南部,其演化特征與沁水盆地南部基本相同,石炭—二疊紀煤層經歷了三疊紀末區域變質作用和燕山期巖漿熱變質作用,形成了2次生烴高峰。沁水盆地三疊紀末期累計生氣量達到81.45m3/t,燕山期熱事件累計生氣量可達359.10m3/t。即使保守計算,目前煤層保存氣體為有效階段生氣量提供,保存下來的煤層氣主要源于第2次生氣階段,沁水盆地南部3號煤和15號煤的有效階段生氣量分別為92m3/t和106m3/t。而根據現場實測,鄭莊區塊和胡底區塊3號煤含氣量分別為21.32m3/t和19.52m3/t,胡底區塊15號煤含氣量為15.80m3/t。無論按累計生氣量還是有效生氣階段生氣量估算,在沁水盆地煤層氣生成演化過程中,絕大部分生成的煤層氣都散失了,現今煤儲層中保留的煤層氣只是歷史生成煤層氣總量的較少一部分,在煤層氣散失過程中,不可避免要發生同位素分餾效應。按照Teichmuller提出的煤層氣解吸-擴散-運移分餾理論,在等壓條件下,13CH4具有優先吸附、滯后解吸的特點,12CH4與之正好相反,具有優先解吸、滯后吸附。根據文獻對煤樣解吸的試驗結果,隨著解吸時間的增加,煤層氣碳同位素都會變重。因此,煤層原生帶和解吸帶因解吸作用,碳同位素都會變重而不是變輕。對于處于相對封閉體系中的煤層解吸帶,由于自身的解吸而引起甲烷碳同位素變重,如果考慮吸收了由原生帶解吸后往上擴散的12CH4,解吸帶甲烷碳同位素變重或是變輕取決于二者的比例。因此,該理論用于解釋中國各主要煤層氣盆地煤層甲烷碳同位素總體偏輕的結論存在局限性。秦勝飛等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氣甲烷碳同位素變輕的原因。該理論對于13CH4被帶到哪里了沒有交代。根據地下水的運動規律,徑流區攜帶13CH4的地下水會補給到滯留區,處于相對封閉體系中的滯留區,由于徑流區攜帶13CH4的到來,該區域甲烷碳同位素總體也會偏重而不是偏輕,也不能完全解釋中國各主要煤層氣盆地煤層甲烷碳同位素總體偏輕的事實。基于以上分析,筆者提出以下新機理來解釋煤層氣甲烷碳同位素變輕的規律。由于沁水盆地南部煤層氣生成演化過程中存在2次生烴,絕大部分生成的煤層氣都散失了,現今煤儲層中保留的煤層氣只是歷史生成煤層氣總量的較少一部分。沁水盆地南部煤儲層古地溫最高溫度可達246.68~252.03℃,地層靜水壓力可達36~40MPa,在此地質條件下,儲層中伴生地下水變為高壓高溫流體。這種高壓高溫流體同時參與兩種循環模式,分別為橫向循環模式和豎向循環模式。橫向循環模式存在于地下水循環體系中,遵從補給區-徑流區-排泄區的循環路徑,在流體循環過程中,13C—H鍵甲烷的極性要大于12C—H鍵甲烷的極性。水是一種弱極性溶劑,根據相似相溶的原理,13CH4在水中的溶解能力要大于12CH4。在地下水從徑流區補給到滯留區的橫向循環過程中,不斷溶解從煤層中釋放的13CH4,留下更多的12CH4,使游離氣中12CH4相對富集,游離氣中12CH4再與煤中的吸附氣發生交換,部分12CH4變成吸附氣,把吸附氣中部分13CH4交換出來變成游離氣,交換出來的13CH4再被水優先溶解帶走,通過累計效應,造成從徑流區到滯留區煤層氣甲烷碳同位素逐漸變輕,這一過程與文獻提出的流動地下水優先溶解13CH4引起煤層氣甲烷碳同位素分餾機理相同。對于徑流區,由于水溶作用把游離氣中較多的13CH4帶走,留下相對較多的12CH4,使煤層氣中的游離氣甲烷碳同位素值偏輕。滯留區由于接納了較多的13CH4而使煤層氣中的游離氣甲烷碳同位素值偏重。隨著時間的推移,滯留區甲烷碳同位素會變得越來越重,其甲烷碳同位素值會比原生煤層氣偏重。但實際上,根據前述可知,胡底和鄭莊煤層氣的δ13C測試值比原生煤層氣推測值(-27.89‰)偏輕,這與實際情況不符。由此推測,滯留區的煤層氣也同樣發生了同位素分餾作用。根據4.1節所述,沁水盆地南部煤儲層經過2次高溫變質作用,2次生烴,尤其在燕山期異常熱事件中,煤的有機質生烴速度急劇增大,煤層含氣量急劇上升,煤層生烴壓力高于靜水壓力,在成烴增壓和水熱增壓的聯合作用下,流體壓力增大,煤中異常高壓流體微單元形成后,當流體壓力大到足以使儲層產生垂直層面的微裂縫時,攜帶大量溶解氣體的高溫高壓流體會突破儲層,向上逸散出煤儲層,在蓋層薄弱地帶(如背斜軸部)繼續向上突破,沿儲層和圍巖構造節理、裂隙垂直向上運移,一部分散失,一部分隨著流體溫度和壓力逐漸降低,在煤儲層及頂板上覆巖層層面及其節理中形成富含氣體和液體包裹體的充填方解石脈或石英脈,這一現象在沁水盆地南部鉆孔中可以經常看到。歷史生烴中的大量煤層氣主要是通過豎向循環模式散失的。在流體豎向循環過程中,煤層氣的散失同時伴隨著甲烷碳同位素的分餾作用。根據室內試驗,當溫度高于78℃時,甲烷溶解度隨溫度和壓力的升高而增加。與地下水的橫向循環溶解模式類似,由于13CH4在熱液中的溶解能力要大于12CH4,熱液在豎向循環中會帶走較多的13CH4氣體,留下較多的12CH4,使游離氣中12CH4相對富集,游離氣中12CH4再與煤中的吸附氣發生交換,部分12CH4變成吸附氣,將吸附氣中的部分13CH4交換出來變成游離氣,交換出來的13CH4被熱液優先溶解,隨豎向流體循環而被帶走,從而使滯留區甲烷碳同位素相對變輕。通過地下水的橫向循環和豎向循環過程中的流體流動優先溶解13CH4,從而引起現今煤儲層煤層氣甲烷碳同位素分餾,無論是徑流區還是滯留區,煤層氣甲烷碳同位素總體都會相對原生煤層氣甲烷碳同位素輕,由此可以解釋沁水盆地南部煤層氣甲烷碳同位素總體偏輕的現象。燕山期巖漿作用后期,漸新世—中新世以來,盆地發生了大規模的快速抬升冷卻,地層遭受剝蝕,地溫梯度大幅度降低,豎向循環作用逐漸減弱,直至停止,豎向熱液循環引發的同位素分餾效應也隨之停止。但地下水在水壓力驅動下,橫向循環過程中引發的同位素分餾作用還在繼續,徑流區部分13CH4繼續補充到滯留區,且具有運移距離越遠、重同位素13CH4越富集的特點,這一點在四川須家河組氣藏中得到證實。同時,由于煤儲層滲透性較差,循環路徑較長,沁水盆地南部滯留區無法排泄,造成盆地徑流區與滯留區地下水交換非常緩慢,后期橫向循環對煤層氣同位素分餾作用有多大還需進一步研究。在地層溫度降至78℃以下,橫向循環體系將地表水補給到煤系地層徑流區的過程中,有可能將產甲烷菌群帶入3號和15號煤層,由于15號煤頂板為K2灰巖,相對于3號煤層,15號煤層和頂板K2灰巖裂隙含水層之間存在較強的水力聯系,由此宜產生較多的次生生物氣,這可能是造成沁水盆地南部地下水徑流區現今15號抽采煤層氣甲烷碳同位素比3號煤偏輕的一個原因,對此本文不再詳細論述。4.3實驗結果分析根據文獻天然氣氫同位素組成主要受源巖有機質的氫同位素組成特征和熱演化程度影響。烷烴氣的氫同位素組成首先與源巖的沉積環境密切相關,即隨著沉積時水介質的鹽度增大,烷烴氣的氫同位素組成變重,海相源巖所生成甲烷氫同位素組成重,陸相淡水湖相源巖所生成甲烷氫同位素組成輕,半咸水湖相源巖所生成甲烷氫同位素組成介于上述二者之間;其次才是成熟度的影響,即隨有機質熱演化程度的增高,烷烴氣有富集重氫同位素的趨勢。本研究區為石炭—二疊紀煤系地層,15號煤所在的太原組主要為陸表海碳酸鹽巖臺地-濱淺海碎屑巖沉積環境,灰巖形成于陸表海環境,煤形成于半咸水-咸水的泥炭沼澤環境,15號煤頂板為K2灰巖;而3號煤為河控三角洲淡水泥炭沼澤環境,低硫富氧,成煤環境基本上未受海水影響。鄭莊區塊3號煤的甲烷氫同位素組成為-165.26‰~-160.53‰。胡底區塊3+15號煤層混合氣甲烷氫同位素組成為-179.32‰~-168.31‰,15號煤形成于半咸水-咸水的泥炭沼澤環境,3號煤為河控三角洲淡水泥炭沼澤環境。15號煤生成煤層氣甲烷氫同位素要重于3號煤生成煤層氣甲烷氫同位素,按理說抽采單一3號煤層的鄭莊區塊比抽采3+15號混合煤層的胡底區塊煤層氣甲烷氫同位素要相對較輕,由表1可知,實際測試結果正好相反,鄭莊區塊比胡底區塊甲烷氫同位素較重。由此可以推測,現今抽采的15號煤甲烷氫同位素更輕,發生了后生次生改造作用。根據實驗研究,即使到150℃以上,干酪根中烷基上的氫原子可以保存其原始的氫同位素組成特征,自然條件下,甚至到200~240℃,經過上億年的時間,烴類和水之間的氫同位素交換反應非常緩慢,煤層氣氫同位素組成特征仍然能夠反映母質氫同位素組成特征,由此可以推測煤層氣形成時期古水介質與烴類之間的氫同位素交換反應造成氫同位素變輕相對較小。由以上研究可知,15號煤頂板為K2灰巖,15號煤儲層和頂板K2灰巖裂隙含水層之間存在較強的水力聯系,15號煤的煤層氣井排出水是煤層水和煤層頂板灰巖水的混合水。地表水與15號煤層頂板灰巖水之間的水力聯系較好,頂板灰巖水受地表水補給。在地表水的補給過程中,產甲烷菌群被帶入15號煤層,在產甲烷菌群的作用下,產生次生生物氣,從而使15號煤層甲烷氫同位素變輕。這種次生生物作用是在煤系地層溫度降至78℃以下,尤其是在35~55℃溫度階段更容易產生次生生物氣。根據4.1節所述,研究區到漸新世以后,當地層溫度降到78℃后才可能發生次生生物作用,但由于研究區煤變質程度較高,產生的次生生物氣相對有限。生物甲烷的產生可以由以下兩種途徑生成:①通過CO2還原形成(式(2));②通過乙酸發酵作用形成(式(3))。即為了進一步研究次生生物作用的途徑。假定不考慮鄭莊區塊和胡底區塊3號煤層甲烷δD的差異性,認為煤層氣抽采井在抽采3號煤和15號煤的平面影響范圍相同,氣樣中δD的大小僅僅與煤層的含氣量和煤層厚度有關,胡底區塊15號煤層的δD值可以按式(4)估算。式中,h3和h15為3號煤和15號煤的厚度,分別取5.59m和2.51m;A3和A15為3號煤和15號煤的含氣量,分別取19.52m3/t和15.8m3/t;δD3,δD15和δD3+15分別為3號煤、15號煤和3+15號煤混合氣體甲烷氫同位素δ值。假定胡底區塊和鄭莊區塊3號煤甲烷氫同位素δ值相同,取其平均值為-163.63‰,則胡底HD-55,HD-45和HD-38的15號煤δD(CH4)分別為-222.49‰,-184.71‰和-181.19‰,平均值為-196.13‰。Whiticar認為乙酸發酵作用主要發生在陸相淡水環境,甲烷的氫有1/4來源于水,3/4來源于乙酸甲基基團。CO2還原途徑形成生物氣的環境主要與海相條件有關,甲烷的氫全部來源于水,可用式(5),(6)表示。由文獻可知,沁水盆地南部15號煤頂板灰巖水δD分布在-83.1‰~-63.1‰,平均值為-72.4‰,由式(5)和(6)計算的δD(CH4)分別為-232.4‰±10‰和-394‰,與胡底δD(CH4)平均值-196.13‰相比較,實測值更接近由式(5)CO2還原途徑δD(CH4)的計算值,說明本試驗15號煤所采集的煤層氣樣品通