煤层气作为新型清洁能源近年来得到快速发展，而煤层甲烷风化带的存在关系到煤矿安全、煤层气资源评价等诸多问题。煤层甲烷风化带是由于煤层中的气体向上运移，同时地面空气向煤层中渗透而产生[1]。多年来，众多学者围绕着甲烷风化带的判别指标和分布规律、形成机制以及准南地区甲烷风化带的深度标定开展了广泛的研究工作，并取得了较丰富的研究成果。但准南地区低煤阶煤层气的规模化勘探开发正处于起步阶段，尚未形成能够有效指导勘探和生产实践的系统理论，其中，有关低煤阶煤层气区甲烷风化带形成与分布的地质作用机理方面的研究相当薄弱，难以满足煤层气产业发展的迫切需求[2-3]。具体表现在低煤阶煤层气区块评价中甲烷风化带取值单一，通常一个地区甲烷风化带只取一个值。实际上，低煤阶煤层气区甲烷风化带的深度变化较大，不同地区或同一地区的不同位置风化带的分布具有较大差异，若对甲烷风化带分布的差异性缺乏深入的认识将会影响低煤阶煤层气资源评价的准确性和可靠性，严重制约了准南地区煤层气勘探风险的规避和产能建设的规划。
因此，笔者着眼于准南地区乌鲁木齐矿区低煤阶煤层气特征，提出了煤层气甲烷风化带划分的新方法，并分析了构造、沉积、水文地质特征对甲烷风化带的影响，力求更加合理、准确地划分研究区甲烷风化带深度，以期规避勘探风险，降低开发成本。
1 区域地质概况
准噶尔盆地南缘地处天山北麓低山-丘陵地带(图1(a))，构造上经历了早二叠世裂谷、中晚二叠世前陆盆地，三叠纪至白垩纪复合类前陆盆地和古近纪以来的类前陆盆地4个阶段[4]。构造上整体上表现为“东西分带，南北分段”的特点。乌鲁木齐矿区位于准南中东部(图1(b))，以乌鲁木齐河为界，分为河东矿区与河西矿区。河东矿区煤层主要受八道湾向斜与七道湾背斜这个大型共轭褶皱的控制[5]。河西矿区煤层气井主要位于西山单斜，受到的构造挤压变形作用要明显弱于河东矿区，煤层埋深也相对较浅。
准南地区地层由老到新依次发育石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系以及第四系地层，其中，侏罗系地层为主要含煤地层。乌鲁木齐矿区为西山窑组煤层富集区，西山窑组地层可进一步划分为西山窑组下段(SQ1)和西山窑组上段(SQ2)[6-7]。在煤系沉积时期，物源来自依连哈比尔尕山，煤层形成于三角洲与湖泊相中[8](图1(c))。
准南地区属于典型的干旱区中温带大陆性气候，降水量稀少，蒸发量高，地表径流水系的主要水源补给为北天山与博格达山的雪融水[9]。根据煤系含水层标高、矿化度、离子浓度等水动力参数，并结合区域构造特征，将准南地区划分为8个水文地质单元，地下水流向基本受构造样式控制，以自南向北，自东向西为主要流动方向[10]。其中乌鲁木齐河东矿区隶属米泉水文地质单元，表征封闭性滞留水文地质单元;河西矿区隶属硫磺沟水文地质单元，表征开启型局部滞留水文地质单元。
图1 研究区位置
Fig.1 Location of study area
2 研究区气体分布特征
2.1 含气量
通过对乌鲁木齐矿区煤层气井实测含气量统计发现，乌鲁木齐矿区西山窑组煤层含气量分布于2.01～13.57 m3/t，平均含气量为5.85 m3/t。平面上，河东矿区含气量由南向北增高(图2)，即北单斜(七道湾背斜北翼)煤层含气量>八道湾向斜北翼含气量>八道湾向斜南翼含气量。东西方向上，河东矿区西部含气量明显高于东部，河西矿区含气量自东向西增大。
2.2 主要气体体积分数
通过对乌鲁木齐矿区煤层气组分测定结果统计发现，乌鲁木齐矿区CH4体积分数介于57%～93%，平均体积分数75%，CH4体积分数偏低;N2体积分数介于1%～11%，平均体积分数5%，N2体积分数略高;CO2体积分数介于1%～32%，平均体积分数18%，矿区CO2体积分数较高。
3 甲烷风化带划分新方法
当前应用最为广泛的甲烷风化带划分方法为俞启香在1992年提出的方案[1]，即将煤层气自上而下按成分不同划分为4个带:① N2-CO2带,CO2体积分数大于20%;② N2带,N2体积分数>80%，CH4体积分数<20%;③ N2-CH4带,CH4体积分数为20%～80%，N2体积分数为80%～20%;④ 甲烷带,CH4体积分数>80%，N2体积分数<20%。甲烷风化带是前3带(N2-CO2带、N2带、N2-CH4带)的统称。多年来，诸多学者采用不同方法对准南地区低煤阶煤层甲烷风化带进行了划分[11-14]。总体而言，前人对甲烷风化带的研究取值较单一，忽略了准南地区低煤阶含气量低的特点;忽视了风化带的经济上与地质上的双重意义，难以做到真正利用甲烷风化带规避勘探风险。
甲烷风化带的经济意义在于评价煤层中甲烷含量是否达到商业开发的需求。而从前的判别方法将含气量界定为2 m3/t，或者是4 m3/t，CH4体积分数在70%或者是80%，都没有充分考虑到不同煤阶层含气性上的差异[15]，将低、中、高煤阶煤层气藏采用同一套标准去划分风化带深度是十分不合理的。根据《煤层气资源/储量规范》(DZT0216，2010)规定的可进行商业开采不同煤级含气量下限[16]，褐煤-长焰煤煤层含气量下限为1 m3/t，而对煤层中各气体体积分数的规定尚不明确，若煤层含气量达到了1 m3/t，但是其他气体体积分数较高，而CH4体积分数较低时依然不具有商业开发的价值。因此，本次研究将纯CH4含量作为判断煤层气甲烷风化带经济边界的指标，在《煤层气资源/储量规范》(DZT0216，2010)规定的可进行商业开采褐煤、长焰煤含气量下限为1 m3/t的基础上，结合低煤阶煤层厚度大的特点[17]，将褐煤-长焰煤甲烷含量下限定为1 m3/t。
图2 乌鲁木齐矿区煤层含气量分布
Fig.2 Distribution of coal seam gas content in Urumqi
甲烷风化带的地质意义在于评价煤层气富集与保存条件的好坏。低煤阶煤层气藏中次生生物成因气往往也占据一定比例，前人研究已证实了准南地区即含有热成因气也含有生物成因气[10]。无论哪种煤层气成因类型，其主要成分都是CH4，含有少量重烃气以及以CO2为主的非烃气。空气的主要成分是N2(78%)和O2(21%)，稀有气体约占0.94%，CO2约占0.03%，其他杂质约占0.03%。CO2非空气主要成分，难以大量在煤层中聚集，煤层中过高含量的CO2气体可能来源于热以及微生物作用产气过程中伴生的CO2，也可能是地幔来源或是碳酸盐岩的溶解产生[18]，因此将CO2作为一个去评价甲烷风化带的指标较不科学。浅层(1 000 m以浅)煤层气中N2大多为以下4种情况:① 空气来源;② 沉积有机质过成熟发生裂解产生N2;③ 高铵黏土分解;④ 反硝化细菌。③ ④ 两种方式产生的N2极为有限，对整体N2体积分数的影响甚微[18-20]。而研究区为中、低煤阶煤层，成熟度较低，尚未达到可以裂解产生N2的阶段，因此浅层煤层气中的N2基本全部来自于空气。N2是空气中含量最高的气体且性质稳定，不似O2性质活泼易发生化学反应而被消耗，在煤层中基本可以全部被保留下来，因此，N2为煤层气与空气沟通后保留在煤层中的气体。在满足经济边界的前提下，结合传统甲烷风化带划分方案[1]，以N2体积分数≤20%作为确定煤层气甲烷风化带下限的地质边界。
与高煤阶煤层气以热成因气为主不同，在低煤阶煤层气中，次生生物成因气占有一定比重。而生物的活动离不开水，因此生物气更易形成于浅层的补给区中。前人研究表明，生物气多赋存于800 m以浅的煤层中[11]，甲烷菌为严格的厌氧菌，可在0～85 ℃温度内活动产气，最适宜的产气温度为36～42 ℃[20]，温度过高或过低都会使甲烷菌产气效率降低，甚至失活;酸碱度在6.4～7.5较为适宜，过酸或过碱性的环境都会造成甲烷菌失活;矿化度也是影响甲烷菌生存和产气的重要因素[21]，前人研究认为地层水矿化度<4 000 mg/L时，产甲烷菌活性高，产气效率大，随着矿化度增大，产甲烷菌的活性下降，当矿化度>10 000 mg/L时，产甲烷菌将失活并不再产气。因此，矿化度越低越有利于甲烷菌的产气活动，但是又不能太接近地表与氧气沟通，而矿化度大于4 000 mg/L时甲烷菌产气的效率迅速降低，因此可选择4 000 mg/L作为厌氧发酵深度边界，也可作为判定次生生物成因气甲烷风化带的一个指标。
4 甲烷风化带的划分及影响因素分析
4.1 甲烷风化带划分
根据乌鲁木齐矿区煤岩最大镜质体(腐植体)反射率统计，乌鲁木齐矿区西山窑组煤岩最大镜质体(腐植体)反射率介于0.31%～0.68%，均为长焰煤与褐煤。根据上文所述甲烷风化带划分新方法，对准南乌鲁木齐矿区甲烷风化带进行了重新划分。图3为乌鲁木齐河东、河西矿区CH4含量与N2体积分数随埋深的变化关系，河东矿区与河西矿区CH4含量均具有一定的随着埋深的加深而增大的趋势，河东矿区N2体积分数具有随着埋深的加深而降低的趋势，河西矿区N2体积分数分布较为离散，未与埋深表现出一定的规律性关系。利用新方法划分河东矿区甲烷风化带深度为370 m，河西矿区甲烷风化带为200 m。
图3 乌鲁木齐矿区CH4含量和N2体积分数与埋深关系
Fig.3 Relationship between methane content and N2 concentration and depth in Urumqi
前人利用不同方法划分研究区甲烷风化带深度在500～600 m[12-15]，使得原本具有开发价值的煤层气也被划分在了甲烷风化带内，造成了可用资源的浪费，削弱了甲烷风化带对储量计算与开发的指导意义。本次研究释放了河东矿区370～600 m、河西矿区200～600 m的煤层气资源，促进了研究区浅层煤层气资源的开发。
4.2 构造条件
区域构造运动对乌鲁木齐矿区甲烷风化带的影响，主要为晚侏罗世的燕山运动晚期导致矿区地层的抬升作用，使得煤层得以抬升至较浅地层[22-25]。西山窑组煤层在白垩世末期已进入第1次生烃，进入新生代，地层持续抬升，使得地层更接近地表，虽然会导致一部分热成因气散失，但是地表水与大气降水更易渗入，为次生生物成因气的形成创造了条件。原本在甲烷风化带之内的煤层，由于生物气的补充，提高了煤层中甲烷的浓度，使甲烷风化带深度随之变浅。在乌鲁木齐矿区内部，河西矿区受到的构造挤压变形作用要明显弱于河东矿区，煤层埋深也相对较浅，甲烷风化带深度浅于河东矿区。
4.3 沉积环境
研究区主要含煤地层为中侏罗统西山窑组，河东矿区在西山窑组整个成煤时期多处于滨浅湖与三角洲前缘沉积环境中[6-8]。导致河东矿区煤层与砂岩层频繁互层。河西矿区在沉积时期主要为湖相沉积，泥岩与煤交替沉积，因此河西矿区泥质岩盖层广泛发育。沉积环境的不断转换，造成了煤层顶底板岩性的差异组合。如图4所示，河西矿区煤层顶底板以泥岩为主，透水性差但是隔气性能好，为河西矿区提供了良好的煤层气保存条件，利于形成浅甲烷风化带。河东矿区则以砂质岩顶底板为主，阻气性相对差但是透水性能好，地表水与大气降水容易向煤层中渗透，为生物气的补充提供了有利条件，大气降水与地表水渗透至煤层中，带来产甲烷菌，产生大量甲烷气体，提高了较浅部地层的甲烷浓度，匹配河东矿区封闭性滞留水文地质环境，可形成水动力封堵，同样易导致浅甲烷风化带。
4.4 水文地质条件
乌鲁木齐河东矿区隶属米泉水文地质单元，表征封闭性滞留水文地质环境;河西矿区隶属硫磺沟水文地质单元，表征开启型局部滞留水文地质环境[10，21，26]。地层水流向自南向北、自东向西(图5)。根据矿化度测试结果显示，乌鲁木齐矿区矿化度介于4 047～27 101 mg/L，平均为12 507 mg/L。八道湾向斜东部矿化度整体较低，在4 000～10 000 mg/L，这是由于八道湾向斜东部发育大面积烧变岩透水层[27-28]，地表水和大气降水容易渗透，甲烷菌通过地表水进入煤层，同时水的流入也会带来甲烷菌可利用的营养物质，唤醒煤层中原本存在的甲烷菌，形成次生生物气的补充，形成较浅甲烷风化带。向斜西侧则是高矿化度汇水区，矿化度多在20 000 mg/L以上，有利于形成水动力封堵。同时，由于矿化度过高，导致原本溶解于地层水中的溶解气也较容易在此处释放，也使得甲烷风化带深度变浅。河西矿区矿化度在10 000～20 000 mg/L，易形成水动力封堵，且煤层顶底板以泥质岩盖层为主，保存条件优越，利于形成浅甲烷风化带。
图4 乌鲁木齐地区煤层顶、底板岩性组合
Fig.4 Lithologic combination of coal seam roof and floor in Urumqi mining area
图5 乌鲁木齐矿区矿化度分布与水流方向
Fig.5 Total dissolved solid distribution and flow direction in Urumqi mining area
综上，在构造抬升前，河东、河西矿区均生成了部分热成因甲烷，但是研究区热演化程度较低，生成的甲烷量有限，此时甲烷风化带较深。研究区经历了晚侏罗世与新生代两次地层抬升运动，河东矿区煤层顶板以砂岩为主，一方面易于地表水渗入，使研究区生成大量次生生物成因气，随着地下水滞留程度的增加，大量煤层气富集;另一方面，较差的顶板封盖条件也造成了一定量煤层气散失，导致河东矿区甲烷风化带深于河西矿区。而河西矿区的泥岩顶板隔水阻气能力好，构造抬升后，地表水渗入能力有限，生成小部分次生生物成因气，但是顶板泥质岩阻气能力强，使得绝大部分的煤层气得以保存，甲烷风化带较浅。
5 结 论
(1)基于煤层气富集成藏的经济边界和地质边界，提出了低煤阶煤层气甲烷风化带划分标准，利用纯CH4含量与N2浓度来划定研究区低煤阶甲烷风化带边界:甲烷含量≥1 m3/t，同时N2体积分数≤20%。
(2)依据实测数据确定了研究区甲烷风化带深度，乌鲁木齐河东矿区甲烷风化带深度在370 m左右，河西矿区甲烷风化带深度在200 m左右。释放了河东矿区370～600 m、河西矿区200～600 m的煤层气资源，促进了研究区浅层煤层气资源的开发。
(3)查明了研究区甲烷风化带的控制因素。构造方面，侏罗世的燕山运动晚期导致矿区地层的抬升，造成煤层得以抬升至较浅地层，导致甲烷风化带变浅。沉积与水文地质方面，河西矿区煤层顶底板以泥岩为主，隔水阻气能力强，利于形成浅风化带;河东矿区煤层顶底板以砂岩为主，阻气能力弱透水效果好，有助于生物气补充，匹配封闭性滞留水文地质环境使河东矿区易形成水动力封堵或封盖，有助于形成较浅甲烷风化带。
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