鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气系统演化_晋香兰.pdf

第 42 卷 第 5 期 煤田地质与勘探 Vol. 42 No.5 2014 年 10 月 COAL GEOLOGY CBM system; Jurassic; secondary biogenic gas; evolution stages; Ordos basin 煤层气系统的研究和应用起源于含油气系统的 理论和思想[1-2]。根据 Warwick 观点[3]，更强调煤与 煤层气之间的内在关系，本文所阐述的煤层气系统 是基于此观点基础上而形成的。即煤层气系统是广 义的成煤系统的一部分，或者是成煤系统的延伸。 鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气资源分布广 泛，其技术可采资源量占全国低煤阶煤层气技术可 采资源总量的 35.16[4]。近年来，盆地内低煤阶煤 层气的勘探开发取得重要进展，但勘探程度不均， 目前主要集中在盆地的南部焦坪、大佛寺一带。前 人已在盆地储层含气性、资源潜力、成藏条件等方 面进行了大量的研究[5-10]，但受低煤阶煤层气富集 张 泓 ChaoXing 18 煤田地质与勘探 第 42 卷 成藏特征及富集机制认知的局限，勘探开发耙区的 选择问题尚未取得重要进展。本文尝试从煤层气成 藏动力学系统演化的角度分析，总结出适宜于本区 的低煤阶煤层气富集成藏模式，为评价煤层气勘探 开发耙区提供依据。 1 煤层气地球化学特征及构造热事件 1.1 煤层气同位素及成因初探 鄂尔多斯盆地煤层气成分中，CH4含量差别较 大，仅黄陵、焦坪的 CH4体积分数在 90以上，其 他样品的 CH4多低于 80表 1；重烃含量较少， C2H6C3H8体积分数为 0.013.53；非烃类气体 以 N2、CO2、H2S 为主。 庆阳的甲烷碳同位素为–48.5‰–33.1‰，大于 –55‰； 大佛寺、 焦坪为–80‰–56.99‰， 小于–55‰； 黄陇为–60.1‰–45.1‰；各地区甲烷的氢同位素测 试值差别不大，为–235‰–268‰。总之，煤层气是 煤层在漫长地质演化过程中生成的产物，其成分组 成和同位素组成受各种复杂因素的制约。同在鄂尔 多斯盆地，煤层变质程度类似，但甲烷的碳同位素 值差别较大，其干湿指数的差别也较大，，其中，庆 阳和黄陇干湿指数为 10100；大佛寺和焦坪的干湿 指数大于 100。 根据碳、氢同位素组成的煤层气成因分类模板 图 1[11]和国内主要煤田煤层气成因分析[12]，大佛 寺主要以次生生物气为主，黄陇、焦坪属次生生物 气与热成因气的混合气， 庆阳主要是低熟热成因气。 根据煤的镜质体反射率Rmax，鄂尔多斯盆地已不存 在原生生物气。大佛寺的次生生物气是煤在变质演 化成长焰煤后，由于地层水或细菌作用而形成的次 生生物气；对于庆阳地区，煤层埋深大，热作用形 成的气体并未受到地表水的作用而形成热成因气； 黄陇、焦坪地区是混合气，受地质、构造等作用的 影响，同一地区在浅部因地表水或大气降水中的细 菌参与而生成次生甲烷，在深部仍是热作用而形成 的甲烷。 图 1 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气成因划分 [11] Fig.1 Genetic classification of Jurassic CBM in Ordos basin 表 1 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气地球化学特征 Table1 Geochemical characteristics of Jurassic CBM in Ordos basin C1 地区 样号 埋深 /m CH4 / C2C3 / C2C3 δ13C1 /‰，PDB CH4 D /‰，SMOW Rmax/ QY01 1 0681 070 42.3756.12 1.382.4617.1840.77 –46.5 –243 0.780.83 QY02 1 1101 112 42.6154.39 2.063.5315.2320.92 –47.9 –264 0.780.83 QY03 1 1401 148 47.6870.74 1.803.3419.4629.18 –48.5 –263 0.780.83 庆阳 QY04 1 1361 142 36.8343.23 0.270.5376.73162.07 –33.1 –268 0.780.83 DFS01 474534 73.88 0.50 147.75 –72.2 –235 0.650.71 DFS02 474534 74.15 0.50 148.29 –72.7 –236 0.650.71 DFS03 474534 71.17 0.50 142.34 –71.9 –235 0.650.71 大佛寺 DFS04 513534 72.0373.29 0.520.66110.8138.3 –80.0 –235* 0.66 HL01 855912 68.2490.90 0.95 95.68 –57.6 –45.1 –250** 0.89 HL02 350450 74.83 – – –68.8 –244 0.780.83 HL03 451 84.6290.13 0.91 99.04 –60.1 –59.8 –248** 0.790.85 HL04 350450 86.10 – – –69.0 –251 0.780.83 黄陇 HL05 350450 86.11 – – –68.9 –250 0.780.83 JP01 507513 91.64 1000 –57.64 –250** 0.56 焦坪 JP02 543546 85.64 0.51.28 60.2183.2 –56.99 –250** 0.60 注*为大佛寺样品的均值；**为估算值。 ChaoXing 第 5 期 晋香兰等 鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气系统演化 19 1.2 构造热事件 能够反映构造热事件的证据来自磷灰石裂变径 迹、锆石裂变径迹、流体包裹体、镜质体反射率等 4 个方面。 鄂尔多斯盆地东缘兴县、 临县交界处的紫金 山碱性岩体， 同位素年龄为 135158 Ma、 110136 Ma、 125 Ma，即晚侏罗世早白垩世[13]。此期岩浆活动 导致该盆地在内的华北克拉通发生强烈的改造， 在盆 地周缘普遍发生了褶皱、 断裂和岩浆活动。 盆地内部 中生代晚期古地温梯度达 3.3 4.1 /hm℃，古大地热 流值为 8195 mW/m2，比现今地温梯度和热流值高， 推断应与本期盆地边缘岩浆活动有密切的联系[13]。 盆地西缘中段的炭山辉绿岩、南段的陇县十余 处花岗斑岩或安山玄武岩，北部的汝箕沟鼓楼台玄 武岩， 同位素年龄为 103.63.1 Ma， 98.792.86 Ma[14]。 华池–环县、 庆阳一带的样品通过裂变径迹结合 热释光的综合实验证实，鄂尔多斯盆地自中生代以 来发生过大约135 Ma BP、 72 Ma BP的构造热事件[15]。 总的来说，鄂尔多斯盆地自中生代以来，主要 发生过两期构造热事件第 1 期发生在中生代晚侏 罗世早白垩世，时间为 158110 Ma BP，主要与 燕山运动晚期的构造运动有密切联系；第 2 期发生 在中生代晚白垩世晚期，时间为 10072 Ma BP，估 计与喜马拉雅运动有关[16]。 2 煤层气系统演化阶段 根据构造热事件、煤层气组分及成因，结合不 同阶段的煤层埋深、煤层变质程度和生气特征等， 将鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气系统演化划分 为 4 个阶段图 2煤系浅埋–原生生物气阶段180 130 Ma BP﹑煤系深埋–热成因气阶段13065 Ma BP﹑煤系抬升–吸附气逃逸散失阶段6523 Ma BP﹑ 图 2 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层的埋藏史、 热史与煤层气 系统演化阶段 Fig. 2 Generalized burial，thermal development history and CBM evolutionary stages of the Jurassic coal in Ordos basin 煤系局部沉降–次生生物气补充阶段23 Ma BP 至今。 2.1 煤系浅埋–原生生物气阶段 盆地沉降、 埋藏和热演化分析的各项证据表明， 煤系浅埋–原生生物气阶段所经历的地质时代为 早侏罗世 Toarcian 期至晚侏罗世 Tithonian 期。受 燕山运动影响， 煤系在晚侏罗世晚期遭受不同程 度的抬升、剥蚀；构造作用持续时间较长、强度 较大的是燕山运动Ⅲ幕。 该运动致使盆地剥蚀程 度自东向西减弱，东部遭受强烈剥蚀，剥蚀量 200320 m； 盆地西部剥蚀最弱， 剥蚀量小于 150 m。 由此恢复的该时期延安组顶界面埋深由北向南 变深。 该时期内，盆地不同地区煤层埋深、古温度、 变质程度、生气潜力等有所不同。盆地北部上湾井 田 R14 井代表的东胜、神木等地的煤层顶面埋深较 浅，约 250 m；盆地中部油气探井 Y197 井所在的环 县一带延安组顶面埋深略深，为 300 m 左右；盆地 南部焦坪矿区 JPC01 井所在的焦坪、铜川一带煤层 埋深较大，最大埋深在 500 m 以上。 随着煤层埋深增大，其顶界面古地温呈逐渐增 大的趋势，地温变化 3060 ℃；煤层沉积埋藏期间， 受燕山运动抬升剥蚀的影响， 该阶段煤层埋深不大， 地层温度不高。在 135 Ma BP 时，含煤地层开始大 规模沉降，但最高古地温均低于 60 ℃。通过古地温 恢复，模拟了 145Ma BP 盆地内延安组顶界面的古 地温分布状况图 3a， 整个盆地内古地温差别不大， 为 4958 ℃。总体上，在早侏罗世 Toarcian 期至晚 侏罗世 Tithonian 期，含煤地层古地温整体不高，低 于原生生物气生成时所必需的温度60 ℃，对煤的 生气作用贡献不大。 众所周知，不同煤级煤的生成是受温度、压力 综合作用的结果。因该阶段的煤层埋藏较浅、地层 温度较低，致使煤的变质程度较低Rmax0.5，以 褐煤为主，煤层尚未进入热成因气的生气门限，仅 有早期生物气的生成。 我们知道， 早期生物气是泥炭在地温较低60 ℃、 埋藏较浅、Rmax0.5时生成的。实际上，成煤植物 堆积后的泥炭化作用阶段，泥炭沼泽中就有早期生 物气的生成[17]。但因泥炭的表面积大，水分含量 高，占据了吸附生物气的潜在空间；受低压和吸 附空间的限制，不可能存在有意义的早期生物气。 在压实作用和煤化作用进程中，早期生物气和 CO2通过溶解煤层中的地层水，运移出了煤储层 系统，这个阶段形成的生物气对煤层气的富集成 藏贡献不大。 ChaoXing 20 煤田地质与勘探 第 42 卷 注JA-JI 为成煤系统单元 图 3 鄂尔多斯盆地侏罗系延安组顶界面不同时间古温度分布图 Fig. 3 The paleao-temperature distribution in the top of Jurassic Yan′an ation in Ordos basin ChaoXing 第 5 期 晋香兰等 鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气系统演化 21 2.2 煤系深埋–热成因气阶段 盆地沉降与埋藏史恢复演化表明，煤系深埋过 程所经历的地质时代为晚侏罗世Tithonian期至早白 垩世 Aptian 期，地质年代自 130 Ma BP 开始延续至 112 Ma BP，经历约 18 Ma，此时含煤地层达到最大 埋藏深度。煤系经历先期的深埋之后进入大规模的 抬升阶段，经历的地质时代为早白垩世 Aptian 期至 晚白垩世 Maastrichtian 期，地质年代自 112 Ma BP 开始延续至 65 Ma BP，经历大约 47 Ma。 受白垩纪晚期盆地级构造运动的影响，此期构 造运动具有持续时间长、波及范围广的特点。不同 地区遭受不同程度的剥蚀，其中，渭北隆起地层剥 蚀量最大，为 1 896 m[13]；其次伊陕斜坡；天环凹 陷的地层剥蚀量相对最小，为 684 m。由此恢复的 地层埋藏史表明，全盆地从西北到东南，延安组顶 界面埋深呈逐渐增大趋势，局部有埋深异常；其中， 盆地南部焦坪、 铜川一带埋深最大， 最深达 2 000 m。 在延安组经历先深埋后抬升的过程中，地层温 度升高，煤的变质程度增高，生气能力增强；虽有 后期的抬升，但在温度和压力的综合作用下，吸附 在煤储层中的甲烷仍处于饱和状态。 煤系达到最大埋深时112 Ma BP延安组顶界 面的最高温度可达 106 ℃图 3b。平面上，延安组 顶界温度呈现出西低东高、北低南高的特征，地温 变化与煤系埋深变化规律基本一致。在煤系达到深 埋阶段， 煤的变质程度在温度和压力的综合作用下， 进一步增高，从长焰煤向气煤过渡，Rmax为 0.5 0.8。其中，盆地北部神木一带，煤的变质程度较 低，Rmax0.65，主要生成早期热成因气也称低熟 热成因气；盆地中部环县一带及以东地区，煤的变 质程度略低于北部，也主要生成早期热成因气；盆 地南部焦坪、黄陵地区图 4，煤层埋深最大，古地 温最高达 110 ℃，煤的变质程度最高，以长焰煤、 不粘煤和弱粘煤为主，局部地区达到气煤阶段，以 早期热成因气为主，但含有大量湿气；在煤系深埋 阶段且地温达 100 ℃以上的地区，除生成大量的湿 气外，热成因气急剧生成，为煤层吸附甲烷提供了 充足的气源保证； 但整个阶段还是以热降解气为主， 并未进入热裂解气阶段。 该阶段经历两期构造热事件第一期与燕山运 动晚期的构造运动有密切联系，此时盆地整体接受 沉降，煤层进入持续深埋阶段，煤系顶界温度 40110℃。此期岩浆活动主要影响到盆地东缘兴 县、临县、西缘汝箕沟等地煤的变质程度，而对于 盆地内部侏罗系延安组煤系而言，因受周缘岩浆活 图 4 鄂尔多斯盆地南部典型井的埋藏史、热史与 生气史叠合图 Fig.4 The Overlaied map of burial，thermal history and gas generation history of typical CBM well in southern Ordos basin 动的影响， 煤层古地温梯度增高， 最高达 4.8/hm℃ [13]， 煤的变质程度增加，但仍以深成变质作用为主，并 没有叠加岩浆热变质作用。 第二期构造热事件发生在中生代晚白垩世晚 期，可能与喜马拉雅运动有关[16]。该阶段古地温呈 现东高西低、南高北低特征，温度 8698 ℃图 3c。 受白垩世晚期构造运动的影响，该期构造热事件发 生时，煤系处于抬升阶段，煤的变质程度、生气能 力没有进一步增强，仅导致了区域性的热隆升，对 煤的叠加变质作用并无影响。总体上，两期构造热 事件对盆地内部煤的变质程度影响不甚大，这也正 是鄂尔多斯盆地侏罗纪煤级较低的主要原因之一， 由此也可以推断鄂尔多斯盆地侏罗纪煤系现今所达 到的煤化程度应是在 112 Ma BP 完成的，此后煤的 生气过程已终结。 早期热成因气是低煤阶煤的产物，温度介于 60105 ℃；而强热成因气阶段生成的煤层气是 Rmax 为 0.81.0的煤层生成的。鄂尔多斯盆地 Rmax﹥ 0.8的煤较少，主要以长焰煤、不黏煤、弱黏煤为 主；盆地内 Rmax﹥0.7的少量气煤仅分布在鄂托克 旗、盐池、环县和黄陵等地。据此推断，盆地生成 的热成因气主要是早期热成因气阶段生成的煤层 气，并没有进入大量的热成因气、甚至热裂解气生 成阶段。这与上述煤层沉积、埋藏、变质演化及抬 升阶段煤的古地温分布状态具有相似的规律。 热模拟实验表明，长焰煤产气率为 3868 m3/t， 气煤产气率 4193 m3/t。据延安组煤的等温吸附试 验结果[18]，除汝箕沟外，煤层埋深 1 0002 000 m 时的最大吸附量仅 1024 m3/t， 最大吸附量仅为生 气总量的 2435，这从一个侧面反映了延安组 煤中吸附的甲烷仅是生成的热成因气中很少的一 部分。 ChaoXing 22 煤田地质与勘探 第 42 卷 2.3 煤系抬升–吸附气逃逸散失阶段 侏罗纪煤系大幅度抬升且吸附的甲烷开始逃逸 阶段始于古新世65 Ma BP， 终止于始新世末23 Ma BP。这一阶段随着地层的大规模抬升，煤系顶界面 温度降低幅度较大，从 85 ℃降至 30 ℃，该阶段地 温均低于热成因气的生成温度界限90 ℃，因此在 该阶段不再有热成因气的生成。而对于煤层气的储 存而言，这一阶段随着盆地大规模抬升，煤中吸附 的甲烷开始解吸、扩散；盆地东部煤系有露头，致 使部分吸附气散失，煤层含气饱和度降低。 50 Ma BP 时， 延安组顶界面温度变化不大图 3c， 呈现中部高、南北部低的特征。其中，北部神木、 鄂尔多斯一带地温为 4647 ℃；中部环县、西峰一 带地温最高达 57 ℃；南部焦坪、黄陵地区地温为 5455 ℃。古地温变化与煤系抬升、剥蚀的幅度有 一定关系。在该时期，随着前期煤层的大规模抬升， 古地温已大幅度降低，不再有热成因气的生成。在 盆地东缘抬升幅度较大的地区，如神木、大保当一 带，吸附在煤层中的甲烷解吸、扩散、部分逸散， 使煤层处于不饱和状态。 实际上，煤层气的生成、解吸和散失是在一个 复杂的动态平衡体系内完成的。煤层抬升过程中， 其平衡体系被打破，后期地层一直处于抬升状态， 相当一部分热成因气散失，而又得不到后期地层中 气体的补充，煤储层内的吸附气体一直处于亏损状 态，从而形成现今的欠饱和煤储层。这一过程对分 析鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气藏的形成机制具有十 分重要的意义。 2.4 煤系局部沉降–次生生物气补充阶段 古近纪23 Ma BP以来，鄂尔多斯盆地周缘新生 代断陷盆地形成， 并沉积了较厚的地层； 而盆地内部， 古近纪以来北部以抬升为主， 基本缺失新近系、 第四 系； 盆地南部接受沉积， 部分地区发育新近系和第四 系。 现今的地温梯度比古地温梯度略低， 延安组顶界 面在 20 Ma BP 时古地温变化较大，为 3850 ℃ 图 3d。新近纪以来，鄂尔多斯盆地遭受整体大幅 度抬升后， 尽管有后期盆地沉降的补充， 但沉积厚度 不大， 煤系顶界古地温增幅不大， 对煤的二次生气作 用并无影响。新近纪以来的这种较低温特征正是次 生生物气生成的最佳温度，若有地下水的参与，将 会有大量的次生生物气生成补给热成因气， 提高煤 储层含气饱和度。 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气成因包括热成因 气、次生生物气和混合气。按照 E. R. Scott 等[19]的 意见，次生生物气是煤系深埋成熟后，又隆升蚀顶， 由进入煤层的微生物新陈代谢而生成的。煤中的生 物气大都与地下水有关，并由次生生物作用生成； 大气降水导入的细菌可渗入煤层或其他富有机质岩 石， 地下水携带的细菌或微生物在相对低温条件下， 代谢煤中的湿气、重烃和其他有机成分，生成了次 生生物甲烷和 CO2。根据次生生物气形成条件，鄂 尔多斯盆地满足次生生物气形成条件的地区仅在盆 地东南部[20]或盆地东北部的延安组煤层露头分布 区，该区煤层埋藏较浅，容易接受大气降水的补给； 而在盆地西部和中部，因煤层埋深较大，上覆白垩 纪地层较厚，其含水层对侏罗系延安组煤层基本无 水力联系，不利于次生生物气的生成。因此，从一 定程度上说，鄂尔多斯盆地内侏罗系煤层生成的次 生生物气是有限的，从地层分布和水文地质等特征 的分析[21]，次生生物气应存在于盆地东部煤层埋深 较浅的地段。 3 侏罗系煤层气成藏地质模型 煤层气藏的形成受各种地质和水文地质因素的 制约。煤层气的生成、吸附气的解吸散失与保存， 除受煤层本身物理化学条件的影响外，构造作用无 疑是主导因素之一。构造力是地壳或岩石圈最为活 跃的地质应力，也是推动煤层气富集成藏的主要动 力[22]。因此，构造样式必然控制煤层气藏的基本特 点。 鄂尔多斯盆地现今构造格局整体呈现南北翘倾， 东部埋深浅、西部埋深大的特点，侏罗系煤层主要 分布在盆地台坳内。 对于鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气藏来说，煤系 的沉降与埋深、煤层的生烃能力、生烃动力学过程 以及煤的变质程度，应作为煤层气藏形成的先导因 素；盆地的后期隆升、吸附气的散失与保存、次生 生物气的补充、地下水动力场、温度场、原地应力 与现代构造应力场才是决定煤层气藏形成的主要控 制因素。 煤层气藏作为非常规天然气藏，向斜式聚气模 型仍是最为常见的煤层气成藏模式[17,22]。通过分析 构造应力场、水动力场和温度场与煤层气富集成藏 的关系，鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气成藏应 属于单斜式富气成藏模式图 5。 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层在生成热成因气之 后，经历大规模的抬升，煤储层基本均处于不饱和 状态，上覆白垩系水动力自成体系，其地下水动力 单元包括大气降水在重力势能作用下的下渗向心 流；深部水向浅部或地表的越流；滞流。排泄方式 主要是通过越流和蒸发两种方式进行，随着深度的 ChaoXing 第 5 期 晋香兰等 鄂尔多斯盆地侏罗系低煤阶煤层气系统演化 23 注该模型因纵横比例尺不一致，导致断裂有些变形。 图 5 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气成藏地质模型 Fig.5 Reservoir geological model of the Jurassic CBM in Ordos basin 增加，以蒸发形式的排泄方式减弱。在盆地东部的 煤层露头，接受大气降水下渗，地表河流水入渗， 进入煤层，大气降水和地表水携带的细菌与煤在变 质、煤化作用阶段生成的湿气、重烃及其他有机质 发生新陈代谢，产生次生生物气和 CO2，煤储层含 气饱和度得到一定的补充。随着煤层埋深的增加， 地下水下渗至向斜翼部较深部时受到阻碍，出现滞 流现象，此处煤层气易富集成藏，生成的煤层气以 热成因气为主。从庆阳的碳、氢同位素测试数据表 1 可以看出，该区地处陕北斜坡地层埋深较大处，浅 部地表水并没有影响到该区，致使煤储层还处于抬 升后的不饱和状态，后期没有次生气源的补充，整 体上在庆阳一带煤储层含气量较小，含气饱和度较 低，仅 25.22；对于大佛寺、黄陵、焦坪等地,因接 受浅部地表水和大气降水的补给，而使得渗透性较 好的原生结构煤容易接受次生生物气的补充，含气 饱和度较高，达 43.8052.91，形成了次生生物 气与热成因气的混合气。 鄂尔多斯盆地具有构造稳定区的热流特点，盆 地内现今热流值整体不高，且现今地温梯度、储层 温度不高，较低的地温为煤储层吸附甲烷提供了有 利条件。盆地南部由黄陵、大佛寺向庆阳的过渡区， 煤储层温度存在由低到高的一个过渡地带[20]，为甲 烷在煤储层内的运移提供了热力学条件。盆地内构 造应力场作用较弱，煤层主要是原生结构煤，煤储 层渗透率较好，古构造应力作用大的地方可能是煤 层气富集区。盆地内两大含水层系统相互独立[20]， 上部白垩系地下水系统对煤层气的富集主要起封闭 作用，在盆地东部露头区接受大气降水补给，地下 水交替积极，有次生生物气补充；在煤层深埋区， 地下水处于滞流状态，有利于煤层气的富集。 综上所述，鄂尔多斯盆地侏罗系煤层气藏有次 生生物气与热成因气构成的混合型煤层气藏和热成 因气藏两种类型， 属于比较典型的单斜式聚气模式。 该模式下， 煤层气富集成藏受大地热流场与地温场、 古构造应力场与现代应力场及地下水动力场在内的 各种能量场的相互耦合关系所制约。 4 结 论 a. 鄂尔多斯盆地煤层甲烷的 δ13C1PDB值为 –33.1‰ –80.0‰， 4CH DSMOW值为–235‰ –268‰。 该盆地侏罗系煤层气藏主要有次生生物气与热成因 气构成的混合型煤层气藏和热成因气藏两种类型。 b. 据构造热事件、煤层气组分及成因，结合不 同阶段的煤层埋深、变质程度和生气特征等，将鄂 尔多斯盆地侏罗系煤层气系统演化划分为 4 个阶 段煤系浅埋–原生生物气阶段180130 Ma BP﹑ 煤系深埋–热成因气阶段13065 Ma BP﹑煤系抬 升–吸附气逃逸散失阶段6523 Ma BP﹑煤系局部 沉降–次生生物气补充阶段23 Ma BP 至今。其中， 煤系深埋–热成因气阶段和局部沉降–次生生物气阶 段是低煤阶煤层气资源的主要形成阶段。 c. 次生生物气的补充是鄂尔多斯盆地侏罗系低 煤阶煤层气成功开发的重要气源。 鄂尔多斯盆地侏罗 系煤层气藏应属于单斜式富气成藏模式。 该模式强调 在大地热流场与地温场、 古构造应力场与现代应力场 及地下水动力场相互制约下， 煤层由先期的不饱和状 态， 经过大气降水和地表水携带的细菌的作用， 产生 次生生物气， 对煤储层含气饱和度进行补充。 随着地 层埋深的增加， 地下水下渗至向斜翼部较深部时受到 阻碍，出现滞流现象，煤层气富集成藏。 致谢论文引用了本单位多年来大量的测试成 果， 论文评审专家给出了宝贵的修改意见， 在此向他 们致以衷心谢意。 参考文献 [1] 吴世祥. 试论煤层气系统[J]. 中国海上油气地质，1998， ChaoXing 24 煤田地质与勘探 第 42 卷 126390–393. 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