广布型煤系广泛发育砂、泥和煤岩紧邻互层的生储组合[1-2]。独特的成岩作用特征和良好的成藏配置关系使得煤系成为了煤层气、致密砂岩气、乃至页岩气等非常规天然气连续聚集的有利场所[3]。盆地中心含气系统[4]、“连续型”油气藏[5]、含煤系统[6]等概念为煤系“三气”(煤层气、致密砂岩气和煤系页岩气，合称为煤系非常规天然气)连续成藏、共生合采提供了理论依据，煤系“三气”综合开发是提高煤系矿产资源综合利用程度的有利途径。我国煤系非常规天然气储量丰富，但资源利用率整体较低，现阶段主要以单一气源勘探开发为主，已形成沁水盆地与鄂尔多斯东缘两大煤层气生产基地，致密砂岩气开发在鄂尔多斯盆地等地区取得较大突破，而煤系页岩气尚处于评价和勘查起步阶段[7-8]。近年来，一些学者开始关注我国含煤盆地煤系非常规天然气的共生成藏特征和共采可行性[9-11]，个别地区开展了相应的煤系“三气”共采工程实践[12]，揭示了良好的开发前景。
沁水盆地煤层气资源丰富，资源量达3.97×1012m3[13]，是我国煤层气的主产区。盆地内煤层气地质研究较为深入，但页岩气和致密砂岩气的资源潜力尚存争议[14-15]，鲜有学者将煤系视作整体对待，研究天然气在不同岩性储层中的连续性聚集潜力。因此，针对沁水盆地煤系储层开展系统评价，探讨煤系非常规天然气的共生聚集机制，对指导盆地内天然气勘探开发战略布局有重要的现实意义。
1 构造演化与地层发育
1.1 构造演化
沁水盆地位于华北克拉通盆地中部，盆地东、西缘现今分别与太行山隆起和霍山隆起相隔，北缘与南缘分别同五台山隆起和中条山隆起毗邻，是一个在古生界基底上形成的克拉通内断陷盆地，现今呈现为一NNE向展布的大型向斜构造，面积约4.2×104km2。受多期构造运动的改造和叠加作用，沁水盆地经历了克拉通演化、盆地形成和盆地改造三大演化阶段，对应构造稳定、分异与定型三期演化过程[16](图1)。
图1 沁水盆地地质简图与构造演化示意[16-17]
Fig.1 Geological map and tectonic evolution of the Qinshui basin,modified from[16-17]
吕梁—晋宁运动阶段，随着不同性质、时代和走向的基底地块逐渐融合、固结，华北古大陆板块的主体陆壳形成;早古生代早期，华北克拉通进入了构造稳定发育时期，以陆表海碳酸盐岩沉积为主;加里东运动使得华北克拉通整体抬升，造成了晚奥陶世-早石炭世长时间沉积间断;晚古生代期间，华北克拉通盆地再次下降接受沉积，进入新的构造演化序幕和沉积建造阶段。三叠纪末期-早侏罗世开始，沁水盆地所在地区经受了强烈的NW—SE向挤压作用，两侧的太行山和吕梁山强烈隆起，形成了整体呈 NNE 向的大型复式向斜的盆地雏形，以及一系列平行展布、呈雁列式的褶皱和逆冲断层，西北部狐偃山至祁县一带岩浆活动强烈;喜山期是盆地改造和构造定型的主体阶段，构造应力场发生多次转化，伴随着多期次的拉张、挤压和抬升，沁水盆地现今构造格局逐渐定型[18-20]。
1.2 沉积地层
受区域构造与沉积条件控制，晚石炭世—早二叠世是华北克拉通盆地的主成煤期，发生过多期次区域性海侵事件，形成了一套区域性分布的海陆交互相和陆相含煤沉积[21](图2)。石炭纪本溪期开始，华北盆地开始缓慢下沉接受沉积，海水整体由NEE向侵入，形成陆表海环境，在奥陶系风化面上发育了一套填平补齐式的局限浅海相沉积;太原期是主成煤期，发生了多期次海侵-海退事件，海水改由SE向侵入，沁水盆地形成了以局限碳酸盐台地、障壁岛-潟湖、潮坪和泥炭沼泽为主的复合环境(图3(a))，沉积地层平均厚约105 m，煤层与灰岩、暗色泥岩和砂岩交替沉积、旋回明显;山西组沉积期，古地势北陡南缓，海岸线不断向南迁移，整体呈海退环境，以浅水三角洲沉积为主(图3(b))，中晚期泥炭沼泽化在三角洲平原上广泛发生，形成了盆地内广泛分布的2号和3号煤层，该期是另一个主成煤期，煤层与碎屑岩伴生发育，沉积地层厚20～150 m;进入中晚二叠世，沉积环境演变为以河流及湖泊为主的陆相环境，气候由潮湿转为干旱，沉积物以浅色砂岩和杂色泥岩为主;进入三叠纪，沁水盆地快速沉降，沉积了巨厚的河湖相碎屑岩，石炭—二叠纪煤系深埋，开始接受深成变质作用[22-23]。
图2 沁水盆地上古生界含煤地层柱状[24]
Fig.2 Stratigraphic column of the Upper Palaeozoic coal-bearing strata in the Qinshui basin,modified from[24]
图3 沁水盆地太原组与山西组岩相古地理图[23]
Fig.3 Lithofacies palaeogeography of the Taiyuan Formation and Shanxi Formation in the Qinshui Basin[23]
可见，太原组和山西组是本区主要含煤地层，煤层与碳酸盐岩、暗色泥岩和砂岩垂向上紧邻共生、互层发育，特殊的“源-储”伴生组合关系为天然气的连续性聚集提供了良好基础。
2 煤系非常规天然气物质基础
煤与煤系暗色泥岩有机质含量高、生气能力强、具有持续生烃和充注的能力，是良好的气源岩[25]。沁水盆地山西组与太原组煤层较为发育，煤层平均厚度分别为4.6和7.19 m，可采煤层可达10层以上，总厚1.2～23.6 m，含煤系数4.7%～9.2%，表现为“北东向厚薄相间”的带状分布特点[13](图4)。除煤层外，沁水盆地煤系暗色泥岩广泛发育，受控于沉积环境，泥岩多与煤层、灰岩或砂岩互层，单层厚度较小(<5 m)、累积厚度大(>100 m)。区内主要矿区钻井资料揭示，山西组与太原组暗色泥岩厚度分别为27.6～58.0 m与46.6～63.4 m[26];泥岩所占比例较高，山西组多高于60%，太原组平均54%(表1)。
图4 沁水盆地山西组与太原组煤层厚度[13]
Fig.4 Total thickness of the coals in the Shanxi and Taiyuan Formations[13]
表1 沁水盆地山西组与太原组暗色泥岩厚度与百分含量统计[26]
Table 1 Thickness and percentage of black mudstones in the Shanxi and Taiyuan formations of the Qinshui Basin[26]
有机质类型、丰度和成熟度是衡量烃源岩质量与生气能力的重要指标。沁水盆地石炭—二叠系(C-P)煤与暗色泥岩显微组成均以镜质组为主、惰质组次之，含少量壳质组与腐泥组等稳定组分(图5(a));此外，煤与暗色泥岩的有机质H/C原子比分别为0.20～0.85与0.25～0.75，O/C原子比分别为0.02～0.10与0.03～0.20，指示高演化的III型和II型有机质。测试显示，沁水盆地煤与暗色泥岩稳定碳同位素(δ13C)普遍偏重(>26%)，饱和烃质量分数多小于25%(图5(b))，表明有机质以陆源输入为主，进一步证实了本区煤系烃源岩有机质类型以III型为主[27]。
现今有机碳含量(TOC)是表征烃源岩生气潜力的有效参数[28]，沁水盆地山西组和太原组煤岩TOC含量平均为73.84% 和70.86%;同时，228个暗色泥岩(含碳质泥岩)样品TOC测试结果表明，山西组与太原组泥岩TOC介于0.19%～24.97%，平均分别为2.69%和2.34%，且均有超过60%的泥岩TOC值大于1.5%，生气潜力较好(图6)。值得指出的是，泥岩生烃潜量(S1+S2)整体较低(表2)，这是有机质热演化程度较高的结果。沁水盆地煤系热演化程度整体较高，煤岩镜质体反射率主体为2.0%～4.0%，盆地中部受深成作用控制，南北两端受岩浆活动影响大，热成熟度相对更高，晋城、翼城一带可达4.0%(图7)，高热演化程度使得源岩有机质大量裂解生气，导致现今生烃潜力普遍偏低。
图5 沁水盆地煤系源岩显微组分与有机质类型及饱和烃含量、碳同位素与有机质类型[27]
Fig.5 Organic matter type of the source rock in the coal measures of Qinshui Basin based on the maceral composition,the saturated hydrocarbon content and the stable carbon isotope[27]
图6 沁水盆地山西组与太原组暗色泥岩TOC含量分布
Fig.6 TOC distribution of dark mudstones in the Shanxi and Taiyuan Formation
表2 沁水盆地烃源岩有机地化参数
Table 2 Organic geochemistry of the source rocks in the Qinshui Basin
注:表中数据格式为“最小值～最大值/平均值(样品数)”，煤地化参数引自[29]。S1为300 ℃下恒温3 min所挥发的液态烃含量；S2为热解炉由300 ℃升温至600 ℃过程中，干酪根裂解所产生的烃类化合物含量；Tmax：热解烃峰值温度。
总体上，沁水盆地上古生界煤系烃源岩十分发育，集中分布于山西组和太原组，有机质类型以III型为主，热演化程度整体达到过成熟阶段，生烃物质基础雄厚，平面上具有“广布式分布、大面积生烃”的特点[16]，为盆地内煤系非常规天然气富集成藏提供了有力的气源保障。
3 煤系非常规天然气储层地质特征
3.1 煤层气
沁水盆地山西组与太原组含煤性好，分别含煤1～3和5～10层[30]，山西组3号煤与太原组15号煤在全区分布稳定、厚度大、含气量高、埋深适中，是本区煤层气的主要储集层和开发目的层。其中，3号煤层厚0～7.8 m，东南部厚度较大，主体在4 m以上，北部寿阳、阳泉等局部地区大于2 m，其余地区多在2 m以下(图8(a));15号煤层厚0～8 m，主体介于2.0～6.0 m，厚度高值区(>5 m)分布于盆地北部阳泉、中部榆社-左权以及南部沁水一带(图8(b))。煤层埋深表现为从周缘向盆地中央逐渐增大的特点，东南部煤层整体埋深较浅(<1 000 m)，是目前盆地内煤层气开发效果最好的地区;盆地向斜轴部地区埋深普遍大于1 500 m;西北部晋中断陷埋深最大，祁县、太谷一带接近3 000 m，以西更深至4 000 m以上(图8(c))。
图7 沁水盆地15号煤镜质体反射率等值线[29]
Fig.7 Rovalues of the No.15 coal in the Qinshui basin,modified from[29]
沁水盆地3号煤层与15号煤层平均相距80 m，煤级相当，镜质体反射率主体均大于2%，盆地西部较低，煤种以变质烟煤和无烟煤为主;灰分产率为3%～23%，平均约11%;煤层现今含气量介于0～40 m3/t，高值区均分布于复向斜轴部方向和盆地南北两翼，表现为自盆地周缘煤层露头线向盆地腹地逐渐增大的特点，且变化梯度从浅部到深部逐渐变小。其中，3号煤层含气量主体为7～26 m3/t，平均11.94 m3/t，以中部榆社地区和南部含气量较高;15号煤含气量整体稍高于3号煤，平均12.45 m3/t，含气量分布与3号煤大致相当[31]。煤层气组成以甲烷为主(91.5%～98.6%)，含少量二氧化碳和氮气;CH4碳、氢同位素分别介于-29.63%～-35.39‰和-195.34‰～-160.21‰，为典型的热成因气[30]。
由于煤体变形和外生裂隙发育程度不同，沁水盆地煤储层渗透率不均一性较强(图9)。试井资料显示，3号煤层与15号煤层渗透率介于0.01×10-15～6×10-15m2，一般小于2×10-15m2，盆地南部和中西部渗透率相对较好(>1×10-15m2)，北部其次，中东部最低。此外，由于喜山期构造分异造成的压力重建，沁水盆地煤储层表现出异常低压、正常压力和异常高压共存的特点。储层压力整体随埋深而增加，区内低压区广泛分布，异常高压分布于盆地中央和西部一带[32]。
图8 沁水盆地主要煤储层厚度与埋深等值线[30]Fig.8 Thickness and burial depth of the No.3 coal and No.15 coal in the Qinshui Basin[30]
3.2 页岩气
暗色泥页岩作为煤系烃源岩的一部分，同时也是煤系页岩气的储集层。沁水盆地石炭—二叠系暗色泥页岩主要发育于山西组与太原组(图10)，分布广泛，盆地中北部地区累积厚度可超过100 m，整体稍高于南部。煤系页岩有机质富集、成熟度高，并且在垂向上与煤层、致密砂岩或碳酸盐岩紧邻共生，旋回明显。XRD测试显示(表3)，山西组与太原组泥页岩矿物组成均以石英和黏土矿物为主，平均含量分别为34.0%和50.2%。其中，脆性矿物(石英+长石+黄铁矿)含量平均40.2%，揭示出较好的可改造潜力。此外，泥页岩中菱铁矿较为普遍，且黏土矿物组成以高岭石为主(表4)，这均与煤系特殊的沉积水介质环境有关。
图9 沁水盆地主要矿区煤层渗透率统计[30]
Fig.9 Coal permeability of main mining areas in the Qinshui Basin[30]
作为储集层，研究区煤系泥页岩广泛发育微米—纳米级有机质孔和矿物质孔，为吸附气和游离气提供了赋存空间。受矿物组成、压实和溶蚀等作用影响，孔隙发育类型及形态多样(图11)。此外，煤系泥页岩十分致密，覆压孔隙度为0.43%～2.12%，渗透率仅为0.000 5×10-15～0.004 3×10-15m2，二者具有较好的正相关性(图12);泥页岩孔隙结构整体较为复杂，相关孔隙结构参数见表5，微孔(<2 nm)主要源自有机质贡献，其发育程度对泥页岩比表面积与孔体积均有控制作用[33-34]，同时也是吸附气的主要赋存空间。盆地内4口钻井(M2，M3，M4，M5)的煤系页岩岩芯现场解析结果显示，山西组与太原组页岩含气量整体偏低，平均分别为0.55和0.40 m3/t，甲烷百分含量(扣除空气)平均约80%。
图10 沁水盆地山西组与太原组泥页岩南北向连井剖面[15]
Fig.10 North-to-south well cross section of the shale in the Shanxi and Taiyuan formations of the Qinshui Basin[15]
表3 沁水盆地煤系泥页岩矿物组成
Table 3 Mineral compositions of the shale in the coal measure of Qinshui Basin
表4 沁水盆地煤系泥页岩黏土矿物组成
Table 4 Clay mineral compositions of the shale in the coal measure of Qinshui Basin
注:“—”表示未被检测到。
图11 沁水盆地煤系泥岩孔隙扫描电镜特征
Fig.11 SEM imaging of the shale in the coal measure of Qinshui basin
(a)有机质结构孔，M2井，山西组;(b)～(c)有机质孔，M4井，太原组;(d)有机质与矿物间微裂缝，M4井，太原组;(e)矿物粒间孔，M5井，山西组;(f)黄铁矿铸模孔，M3井，太原组;(g)碳酸盐矿物溶蚀孔，M2井，太原组;(h)黏土矿物晶间孔，M3井，山西组
表5 沁水盆地煤系泥页岩孔隙结构参数[33-34]
Table 5 Pore structure parameters of the shale in the coal measure of Qinshui Basin[33-34]
注:表中数据格式为
图12 沁水盆地煤系泥页岩孔隙度与渗透率
Fig.12 Porosity and permeability of the shale in the coal measure of Qinshui Basin
3.3 致密砂岩气
沁水盆地晚古生代先后经历了陆表海滨岸—海陆过渡—陆相沉积环境，砂岩集中发育于山西组、太原组和下石盒子组，砂体规模与展布受沉积环境控制。本区山西组与太原组砂岩厚度分别为0.6～56和4.5～81 m，厚度中心均超过40 m，且与煤、泥页岩形成多个互层型生储组合。盆地早期的油气勘探工作中已发现与煤系有关的游离气显示[35]，但区内致密砂岩气的资源潜力一直备受争议。近年来，在盆地东北部、中部和南部煤层气井钻探过程中发现煤系砂岩气测显示普遍，多井次多层位存在气测异常，气层始显深度多在1 000 m以上、单层厚度平均1.82 m、总厚度可达30 m左右，含气品位整体较好[36]，但含气层位的时空分布具有高度非均一性。
研究区煤系砂岩储层岩石类型以长石石英砂岩、石英长石砂岩和岩屑砂岩为主，砂岩中石英成分占绝对优势，岩屑、长石次之[37];成岩阶段主体位于中晚期，原生孔隙基本消失，储集空间以粒内溶孔和粒间孔为主，微裂缝次之(图13);砂岩孔隙度集中介于2%～3%，平均2.8%，渗透率主体为0.01×10-15～0.1×10-15m2(图14)，为典型的中低孔-特低渗储层[38];储层孔喉关系以小孔—微喉组合为主，孔隙连通性较差。受沉积相带和埋深控制，在成岩作用直接影响下，储层物性整体较差，纵向上，下石盒子组砂岩孔渗性好于山西组与太原组，太原组由于更强的流体交换和溶蚀作用，砂岩物性略好于山西组[8]。
图13 沁水盆地石炭—二叠系砂岩孔隙发育类型
Fig.13 Varying types of pores in the Carboniferous-Permian sandstone of Qinshui Basin
图14 沁水盆地石炭—二叠系砂岩孔隙度-渗透率分布直方图[38]
Fig.14 Porosity and permeability distribution of the Carboniferous-Permian sandstone in Qinshui Basin,modified from[38]
虽然沁水盆地煤系砂岩储层物性整体较差，但不排除存在一定量物性相对较好的储层，可满足游离气的聚集成藏。太原组、山西组和下石盒子组地层中均能见到气测异常，表明气体运移渠道是畅通的，盆地内致密砂岩气成藏应更多受后期保存条件控制。
4 煤系非常规天然气共生成藏机制
4.1 成藏动力与过程
沁水盆地煤层气、煤系页岩气和致密砂岩气具有一致的成藏动力条件，由于储层物性和气体赋存机理的差异，在成藏过程中存在一定差异性。构造运动是煤系天然气成藏过程的核心控制因素，一方面，它控制着煤系形成和特征，通过改变埋深和古地热条件进一步控制了煤系有机质的生烃过程;此外，它控制着盆地的形成过程，所发育的宏观构造和微观裂隙系统直接影响着煤系“三气”的富集运移方式和保存条件。具体而言，煤系“三气”共生成藏过程受控于不同构造阶段煤系埋藏、受热生烃和天然气运移充注之间的配置关系，体现为构造动力能和热动力能的动态演化与气体赋存相态和储层物性的耦合。
自晚石炭世以来，在构造控制下沁水盆地所在的华北地区整体缓慢沉降，沉积形成了包括石炭—二叠系含煤岩系在内的上古生界地层。印支运动期间，在南北挤压应力作用下，华北地区持续沉降，沉降速率和幅度明显增大，形成了厚达千米的三叠系陆相碎屑岩沉积，煤系整体深埋，三叠纪末埋深普遍超过2 500 m，最大深至4 000 m。该埋藏阶段，在正常古地热场作用下，煤及页岩有机质受热增温，发生深成变质作用，成熟度逐渐增高，普遍经历了从生物气到湿气早期阶段，在三叠纪末期达到成熟阶段，Ro为1.2%左右，达到了第1次生烃高峰且游离态天然气开始了第1次排烃过程，以扩散方式向物性较好的顶板砂岩或有运移通道的砂岩储层运移，在山西组与太原组形成一些岩性气藏(图15)。
燕山运动期间，发生了大规模褶皱作用并产生大量背斜构造圈闭，形成了盆地雏形。期间区内构造运动波动，煤系埋深振荡，有机质热演化进展缓慢。自生伊利石K-Ar测年结果表明，山西组砂岩储层最晚形成的丝状成岩伊利石年龄(191 Ma)约为早侏罗世，代表了游离气充注的最早时间[39]，伴随着盆地抬升剥蚀，煤层上覆压力降低，吸附态煤层气发生解吸运移。中生代晚期(晚侏罗—早白垩世)的区域构造热事件造成高异常古地热场，地温梯度增至5.5～7 ℃/100 m，煤系有机质成熟度大幅度提高至过成熟阶段，有机质大量裂解生气，达到第2次生烃高峰，煤层出现超压现象，含气量最大可达 40 m3/t，游离气发生了第2次主要运移，以扩散、盖层突破和渗流等方式开始向构造圈闭中运移成藏。
图15 沁水盆地煤系埋藏-热演化与煤系非常规天然气成藏过程[32,38,40]
Fig.15 Burial-thermal history and gas accumulation process of the coal measure in Qinshui Basin[32,38,40]
晚白垩世—第四纪，地壳持续抬升，煤系埋深变浅，地温梯度恢复为3 ℃/100 m左右,煤化作用停止。喜山期构造应力场发生数次转变，中期形成的NW—SE向拉张应力场导致煤层割理张开，煤层气发生解吸扩散。同时，该期形成的大量走滑张性断层造成大部分游离气藏被调整、改造和破坏，使游离气发生了第3次运移，部分游离气藏演变成残余气藏。可见，喜山期是盆地煤系气藏保存的关键时期。
4.2 气藏共生组合模式
基于盆内典型钻孔的气测数据，结合层序地层划分与系统的测试分析，认为沁水盆地存在3类煤系非常规天然气共生组合模式。
第1类(类型1)为煤层气-页岩气-致密砂岩气“三气”共生模式，根据煤层在体系中的分布位置又可分“煤层顶置型”(类型1-1)和“煤层居中型”(类型1-2)2个亚类。在类型1-1中，煤层位于体系顶部，致密砂岩储层和页岩储层于煤层下方交互叠置，此类型主要分布于山西组水进旋回上部(图16，17)，受沉积环境控制，该组合中泥页岩厚度较大，煤层于水退背景下的漫滩沼泽环境中形成;对于类型1-2而言，煤层与砂岩储层居于体系中部，两端分别为封盖性好的页岩储层，该组合沉积形成于滨岸沼泽或三角洲环境。
第2类(类型2)为煤层气-页岩气“二元”共生模式，煤层顶底均被具有一定厚度的页岩储层所围限，该组合类型与厚煤层分布有关，多位于沉积旋回的转换界面，在太原组和山西组均有发育，分别对应于海侵面和最大湖泛面的位置(图16，17)，由于煤层生烃能力强且页岩在煤系中往往具有较强的“内幕”封盖性[36]，该组合理论上可形成独立的含气系统，一定技术条件下可考虑煤层气与页岩气共压合采。
图16 沁水盆地M2井综合柱状与煤系非常规天然气特征
Fig.16 Column of well M2 showing the characteristics of the coal measure gas
SB:层序界面;mfs:最大水泛面;ts:海侵面
图17 沁水盆地M6井煤系非常规天然气共生组合
Fig.17 Column of well M6 with the distribution patterns of gas reservoirs in the coal measure
SB:层序界面;mfs:最大水泛面;ts:海侵面
图18 沁水盆地沉积地层剖面示意[32]
Fig.18 Sedimentary strata section in the Qinshui Basin[32]
第3类(类型3)为页岩气-致密砂岩气“二元”共生模式，砂岩储层位于体系中部，以单层或多层出现，气源主要来自上下煤层和体系中的泥页岩，该类型发育于太原组水退旋回顶部，砂体为分流河道相沉积。
4.3 煤系非常规天然气共采前景
从成藏条件看，沁水盆地煤系非常规天然气生烃物质基础雄厚，源岩有机质热成熟度高，生烃强度大;天然气生成与运聚的宏观动力条件和储层条件时空配置得当，煤层自晚三叠世便有天然气生成，煤系中广泛发育的致密砂岩储层为游离气的近距离运移和持续充注提供了有利条件;煤系页岩一方面具有较好的生烃能力，同时在煤系内部也具有较好的内幕封盖作用，目前残留的巨厚三叠系地层对各类煤系气储层也有较好的区域封盖能力(图18)。宏观来看，沁水盆地煤系非常规天然气共生成藏条件配置良好，具有较好的共采基础。
基于盆地内已有的钻探测试成果，沁水盆地煤系非常规气藏以共生组合的配置方式为主，包括“三气”共生组合和两种“二元”气藏共生组合，赋存层系为山西组和太原组，具有整体含气，多个含气系统叠置的特点，煤系非常规天然气联合开发前景较好。独立砂岩气藏可发育于上、下石盒子组，气源来自下伏煤系烃源岩，储层被上覆区域性泥质岩类及三叠系所封盖，但气藏主要受控于构造圈闭，由于盆地后期构造运动强烈，对已存在的古游离气藏具有较大的破坏作用，致密砂岩气总体保存条件较差。此外，沁水盆地内地层水矿化度普遍较低，主体为1 000～3 000 mg/L，地下水交替活动强，为游离气逸散提供了途径[38]。因此，保存条件在一定程度上影响了致密气成藏过程，现存气层的空间分布非均质型极强，致密砂岩气具备一定勘探潜力但风险较大。独立页岩气藏发育于太原组和山西组，勘探表明，III型页岩气藏普遍具有低游吸比和低压特征，虽然盆地内资源潜力较大，但单独开发风险较高，可考虑与煤层气和致密砂岩气合采的方式开发 。
此外，同一煤系内多个含气系统叠置发育表现为多套流体压力系统独立存在，成为控制煤系多气藏共采可行性的关键因素[2]。因此，在探明煤系非常规天然气成藏特殊性和共生耦合机制的基础上，深刻剖析含气系统的流体压力特点与共采过程中的流体能量分配规律，掌握多气藏共采兼容性的地质控制因素，并重视保存条件研究应是本区煤系非常规天然气联合勘探开发的地质探索方向。
5 结 论
(1)沁水盆地煤系非常规天然气较为发育，主要分布于上古生界太原组和山西组;煤系烃源岩广布、热演化程度高、生烃物质基础雄厚，煤系特殊的“源-储”伴生关系为煤层气、煤系页岩气和致密砂岩气的连续性聚集提供了良好基础。
(2)构造运动是盆地内煤系非常规天然气共生成藏的宏观动力，它控制着煤系的形成、生烃过程并对天然气的保存条件有重要影响。煤系非常规天然气共生成藏具体表现为煤系构造-埋藏、受热生烃与天然气吸附-解吸、运移充注之间的动态耦合过程，喜山期构造运动对盆地内非常规天然气藏的保存起了决定性作用。
(3)沁水盆地煤系非常规天然气成藏配置关系良好，存在三类煤系非常规天然气共生组合模式，包括“煤层气-页岩气共生型”、 “页岩气-致密砂岩气共生型”和具有两种亚类的“三气共生型”，宏观上具有较好的共采前景，单独开发页岩气或致密砂岩气在现有技术条件下风险较大。
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