煤层气的物质组成、性质和利用
煤层气是指赋存在煤层中以甲烷为主要成分、以吸附在煤基质颗粒表面为主并部分游离于煤孔隙中或溶解于煤层水中的烃类气体。其成分以甲烷为主，往往将其简称为煤层甲烷。 煤层气与煤型气、瓦斯在词义上有明显差别。煤型气是指煤系中煤和分散有机质，在成岩和煤化作用过程中形成的天然气，以游离状态、吸附状态和溶解状态赋存于煤层和其它岩层内，其成分大多以甲烷为主，也可能以氮气、二氧化碳或重烃等为主。其中赋存在煤层中，成分以甲烷为主的煤型气称为煤层气或煤层甲烷，赋存在围岩中的煤型气称为煤成气。瓦斯是赋存在煤层中的煤层气与采动影响带中的煤成（层）气、采空区的煤型气及采掘活动过程中新生成的各种气体的总称。
第一节 煤层气的形成
植物体埋藏后，经过微生物的生物化学作用转化为泥炭（泥炭化作用阶段），泥炭又经历以物理化学作用为主的地质作用，向褐煤、烟煤和无烟煤转化（煤化作用阶段），在煤化作用过程中，成煤物质发生了复杂的物理化学变化，挥发份含量和含水量减少，发热量和固定碳含量增加，同时也生成了以甲烷为主的气体。
煤化作用要经历两个过程，即生物成因过程和热成因过程，生成的气体分别称为生物成因气和热成因气（表2-1）。
表2-1 生物成因和热成因煤层气产生的阶段（据Scott ，1994）
一、 生物成因气
生物成因气是有机质在微生物降解作用下的产物。指在相对低的温度（一般小于50℃）条件下，通过细菌的参与或作用，在煤层中生成的以甲烷为主并含少量其它成分的气体。生物成因气的生成有两种机制：其一，二氧化碳的还原作用生成甲烷；其二，醋酸、甲醇、甲胺等经发酵作用转化成甲烷（Law ，1993）。尽管两种作用都在近地表环境中进行，但据组分研究，大部分古代聚集的生物气可能来自二氧化碳的还原作用。煤层中生成大量生物成因气的有利条件是：大量有机质的快速沉积、充裕的孔隙空间、低温和高pH 值的缺氧环境（Law ，1993）。按照生气时间、母质以及地质条件的不同。生物成因气有原生生物成因气和次生生物成因气两种类型，两者在成因上无本质差别。
1、原生生物成因气
原生生物成因气是在煤化作用阶段早期，泥炭沼泽环境中的低变质煤（泥炭~褐煤）经微生物作用使有机质发生一系列复杂过程所生成的气体，又称之为早期生物成因甲烷。由泥炭至褐煤阶段可生成原生生物甲烷气量约为38m 3/t（Κрαвдов ，1983）。该类气体的生成量约占200℃以下煤层气总生成量的10％（Rightmire ，1984）。由于原生生物气常常形成于地表或地下浅处，因而生成的气体极易扩散到大气中，或溶解于水体中，且泥炭或低变质煤对气体的吸附作用也弱，仅有少量气体聚集在煤层内。
对于原生生物成因气和热成因气的形成阶段，不同学者的划分方案不尽相同，Scott 等（1994）以R o
2、次生生物成因气
煤系在后期被构造作用抬升并剥蚀到近地表，细菌通过流动水（多为大气降水）运移到煤层水中，在低、中煤级煤中当温度、盐度等环境条件又适宜微生物生存时，在相对低的温度下（一般小于56℃），细菌通过降解和代谢作用将煤层中已生成的湿气、正烷烃和其它有机化合物转变成甲烷和二氧化碳，即形成次生生物成因气。
次生生物气的形成时间一般较晚（几万至几百万年前），煤层中存留的生物成因气大部分属于次生生物成因气。次生生物成因气的生成和保存需以下条件：煤级为褐煤~焦煤，煤层所在区域发生过隆起（抬升）作用；煤层有适宜的渗透性；沿盆地边缘有流水回灌到盆地煤层中；有细菌运移到煤层中；煤层具有较高的储层压力和能储存大量气体的圈闭条件（Law ，1993，Scott ，1994）。
二、 热成因气
热成因气是在温度（>50℃）和压力作用下，煤有机质发生一系列物理、化学变化，煤中大量富含氢和氧的挥发分物质主要以甲烷、二氧化碳和水的形式释放出来。在较高温度下, 有机酸的脱羧基作用也可以生成甲烷和二氧化碳（Ayers ，1994）。
随着褐煤埋藏深度的增加，温度的上升，煤的变质程度不断提高，生成了大量的甲烷和其他气体。这一变质过程导致了有机质不断脱氧、脱氢、富碳。生成的气体类型取决于煤的变质程度（图2-1）。Messner （1984）认为：当R 0,max 大于0.73％（R 0,max 为镜质组最大反射率）、干燥无灰基挥发份含量大于37.8％时，热成因煤层气开始大量生成。Law （1985）则认为热成因煤层气开始大量生成时的温度为88~93℃，R o,max =0.80％；Rightmire （1984）认为：当R 0,max 为0.60％，挥发份为40.24％，即相当于高挥发份烟煤C 时（相当于我国的褐煤~长焰煤阶段），热成因煤层气开始生成，其生成高峰在150℃左右，相当于中挥发份烟煤、低挥发份烟煤、半无烟煤（相当于我国的焦煤~贫煤阶段）。因此，张新民（1991）等参考天然气的成因分类，以R o,max =1.90％为界，划分0.50％1.90％的过成熟阶段，对应于裂解气。因为煤是以腐植型干酪根（III 型干酪根），成岩与煤化作用期间不存在明显的液态烃过程，热解气、裂解气划分不是十分严格。
图2-1 煤化作用阶段及气体生成（据Stach ，1982）
据Hunt 等（1979）研究：在煤化学作用早期（地层温度＜120℃），生成的气体以二氧化碳为主，在高挥发份烟煤与中挥发份烟煤分界处（相当于我国的肥煤阶段）所生成的二氧化碳是甲烷的两倍多。在该点之后，甲烷气的生成量迅速增加，产气高峰在中挥发份烟煤与低挥发份烟煤的分界处（相当于150℃）。此时，镜质组的反射率达到1.8％左右，生成的气量约占从褐煤至无烟煤总生气量的70％。之后继续生气，至无烟煤2号，镜质体反射率超过4.0％，逐渐停止生气过程。
形成热成因甲烷大致分三个阶段：
1）褐煤至长焰煤阶段：生成的气量多，成分以CO 2为主，占72%~92%，烃类＜20%。且以甲烷为主，重烃气＜4%。
2）长焰煤至焦煤阶段：烃类气体迅速增加，占70%~80%，CO 2下降至10%
左右。烃类
气体以CH 4为主，但含较多的重烃，至肥、焦煤时重烃可占10%~20%，该阶段是主要的生油阶段， 如壳质组含量多，则油和湿气含量也多。
3）瘦煤至无烟煤阶段：烃类气体占70%，其中CH 4占绝对优势（97%~99%），几乎没有重烃。
煤阶和有机质性质的不同，其产气量差异很大。煤阶高，产生的煤型气就多。据原苏联报导，形成1吨褐煤可产生38~68m3煤型气，形成1吨长焰煤可产生138~168m3/t，气煤为182~212m3/t ， 肥煤为199~230m3/t，焦煤为240~270m3/t，瘦煤为257~287m3/t，贫煤为295~330m3/t，无烟煤为346~422m3/t（Κрαвдов，1983）。不同的显微组分对成气的贡献不同，王少昌等对低煤级煤显微组分的热模拟实验结果表明壳质组、镜质组、惰质组最终成烃效率比约为3.3：1.0：0.8*，傅家谟（1990）认为：在相同演化条件下，惰质组产气率最低，镜质组是惰质组的4.3倍，壳质组为惰质组的11倍，并产出较多的液态烃。
第二节 煤层气的化学组分
一、煤层气的化学组分
煤层气的化学组分有烃类气体（甲烷及其同系物）、非烃类气体（二氧化碳、氮气、氢气、一氧化碳、硫化氢以及稀有气体氦、氩等）。其中，甲烷、二氧化碳、氮气是煤层气的主要成分，尤以甲烷含量最高，二氧化碳和氮气含量较低，一氧化碳和稀有气体含量甚微。
1、烃类气体
煤层气的主要成分是甲烷，其含量一般大于80%，其它烃类气体含量极少。通常，在同一煤阶，烃类气体随埋藏深度的增大而增加。重烃气主要分布于未受风化的煤层中，此外，重烃含量常常还与煤变质程度有关，一般中变质煤中重烃含量高，而低、高变质煤中低。
通常用甲烷气体（C 1）与总烃量（C 1~ C4）的比率作为确定气体的干度指标，即C 1/ C1~4值大于99%，为特别干的气体，95%~99%为干气，85%~95%为湿气，小于85%，为特别湿的气体。
2、非烃类气体
大多数煤层气中的非烃类气体含量通常小于20％，其中氮气约占三分之二，二氧化碳约占三分之一。如美国阿巴拉契亚盆地、阿科马盆地和黑勇士盆地，其煤层气中非烃气体含量极低，远远低于10％。在某些煤层气中，氮气和二氧化碳含量变化很大，如江西丰城煤矿，其氮气含量变化在0.20%～83.39％，二氧化碳含量变化在0.02%～10.12％。氮气分子较小，运移速度快，因而主要受上覆盖层质量的影响。二氧化碳易溶于水，且易被地下水带走，因而二氧化碳含量主要受地下水活动的影响。此外，氮气和二氧化碳含量也受煤层埋深和煤变质程度的影响，一般越靠近地表，氮气和二氧化碳的含量越高；煤变质程度越高，氮气和二氧化碳的含量越低。
虽然煤层气的成分都是以甲烷为主，然而在不同盆地，同一盆地的不同部位，不同煤层，* 王少昌等. 陕甘宁盆地上古生界煤成气藏形成条件及勘探方向. 长庆石油地质局，1985
不同埋深，不同煤阶以及不同煤层气井之间，煤层气的组分往往出现较大的差异。控制煤层气成分的主要因素有：1）煤的显微组分, 特别是富氢组分的丰度；2）储层压力，它影响煤的吸附能力；3）煤化作用程度，即煤阶/煤级；4）煤层气解吸阶段，吸附性弱或浓度高的组分先解吸；5）水文地质条件，它通过输送细菌产生次生生物气而影响煤层气的成分(Scott，1995) 。
Scott 对产自美国1380多口煤层气井的985个气样的分析结果表明：煤层气的平均成分为：甲烷占93.2%，重烃占2.6%，二氧化碳占3.1%，氮气占1.1%。通过对采自晚石炭世宾夕法尼亚组到新近纪煤层中气体样品（气样直接采自矿井、煤样解吸气和地面开采的煤层气；煤级从褐煤到无烟煤，R o =0.3%~4.9%；含气煤层的深度从121.91m 的矿井到4419.38m 的钻孔）研究，Rice （1993）认为：世界各地煤层气的组分差异很大，甲烷和其它烃类组分通常是煤层气的主要组分，并含少量CO 2和N 2。气体中烃的组成，用气体湿度（C 2+即乙烷及其以上重烃百分含量）来表示，湿度值介于0~70.5%之间。
二、煤层甲烷的同位素特征
1、煤层甲烷稳定碳同位素分布
Law （1993）研究认为世界各地煤层气的同位素组成差异较大，甲烷的δ
围很宽，介于-80‰至-16.8‰之间；乙烷的δ
值分布在-33.3‰~-11.7‰之间；二氧化碳的δ
甲烷的δ13131313 C1值分布范 C 2值介于-3.29‰~-2.28‰之间；甲烷的δD C值从-2.66‰到18.6‰。从煤样中解吸出的13 C 1值比开采气或自由（游离）气体中甲烷的δ C 1值高出几个千分点（Law ，1993）。这是因为在解吸作用过程中，发生同位素分馏作用， 12 C1优先被解吸出来。
国内测试资料表明，煤层气δ13 C 1变化于-78‰~-13‰之间，分布范围广，同位素组成总体上偏轻，而且不同地区、不同地质时代和不同煤级煤中的δ13 C1分布特征也有所不同。
就地区而言，华北煤层气δ13 C1为-78‰~-28‰，东北煤层气δ13 C1为-68‰~-49‰，华南煤层气δ13 C1为-68‰~-25‰ （图2-2）。显然，我国煤层气的δ13 C1地域分布总体上体现出不同地质时代构造背景下煤中有机质生烃演化的特点。华北和华南的煤层主要形成于晚古生代，经历了多阶段的构造演化，煤化作用的地质背景较为复杂，煤级跨度大，生气历程长，δ13 C 1变化大；东北煤层主要形成于中一新生代，热演化历程及其控制因素相对简单，煤级普遍较低，δ13 C1分布较为集中。
图2-2 我国煤层甲烷稳定碳同位素的地域分布（据叶建平等，1998）
就全国来看，煤层气δ
显（图2-3）。δ1313 C 1与煤级之间的关系尽管离散性较大，但规律性仍然相当明 C 1
随镜质组最大反射率增高变重，但二者之间的这种正相关关系并非是
线性的。当镜质组最大反射率小于2. 0%时，δ13 C 1值增大的速率较快，由-65‰（反射率
130. 3%左右）增至-25‰（反射率2. 0%左右），此后直到镜质组最大反射率4.0%附近，δ
值仍低于-20‰。换言之，只有在进入无烟煤阶段之后，煤层气的δ
人腐殖型常规天然气δ1313 C1 C 1值才开始接近或落
13 C1值的分布范畴（>-35‰）。 C 1值与镜质组反进一步分析特定地区煤层气稳定碳同位素的演化趋势发现，不仅δ
δ13射率之间的离散性显著减小，而且存在着有别于全国性趋势的区域规律。华北和华南煤层气 C 1值与全国性规律一致，随煤级增高而变重，且在进人无烟煤阶段后离散性明显变小
13（图2-4a ，图2-4b ）。东北煤层气δ
2-4c ）。
腐殖型常规天然气δ
国δ1313 C1值的演化却与此相反，煤级增高，δ13 C1值变小（图 C 1与镜质组反射率之间呈对数线性相关关系，华北、华南和全 C 1值与煤级之间的相关趋势与此一致，东北与此相反，暗示东北煤层甲烷稳定碳同位素的分布另有其它控制因素。
图2-3 我国煤层甲烷稳定碳同位素分布与煤级之间关系（据叶建平等，1998）
(a)华北地区 (b)华南地区 (c)东北地区
图2-4 不同地区甲烷稳定碳同位素分布与煤级之间关系（据叶建平等，1998）
Rice 等（1993）总结美国和加拿大煤层甲烷同位素资料得出甲烷的稳定碳同位素δ值与煤级有很好的相关关系。一般低煤级煤的δ
是同一煤阶，δ131313 C1 C 1值小，煤阶增加，δ1313 C 1值变大。但 C 1值具有很大的变化范围（图2-5）。此外，δ C 1值与现今的埋深有较好的对应关系，在煤级一定的情况下，浅部煤层甲烷由轻同位素组成，
深部煤层甲烷则由重
同位素组成。
2、煤层气的鉴别标志
主要利用煤层气组分特征及其同位素特征来鉴别煤层气。
1） 相同成熟度，煤层气的甲烷碳同位素比油型气
偏重。在R o,max =0.50~2.5%间，
δ13 C 1＞-30‰是煤层气，-43%～-55‰≤δ13
C 1≤-30‰是油型气。
2） 煤层气比油型气的甲烷同系物的同位素重。
δ
δ
δ1313 C 2＞-25.1‰，δ C 2＜-28.8‰，δ1313 C 3＞-23.2‰为煤层气 C 3＜-25.5‰为油型气 1313 C 2＜-25.1‰至＞-28.8‰和δ C 3＜
-23.2‰至＞-25.5‰区间大部分为煤层气，但也
包括部分的混合气。
3） 煤化作用早、中期（R o,ma =0.5-1.35%）以成气
作用为主，成油作用为辅的是煤层气。
4） 煤成油具明显的姥鲛烷优势，姥鲛烷/植烷
Pr/Ph=0.68-11.6，其中绝大多数大于2.1，
而 Ⅰ、Ⅱ型干酪根生成原油的Pr/Ph=1.43， 图2-5 煤层δ13 C1与Ro%关系
煤层气为姥植均势。 （据Rice 等，1993）
5） 煤层气的汞含量比油型气高，煤层气含汞约
80mg/m3，油型气约7mg/m3。
不同成因的煤层甲烷，其碳同位素不同，可以用甲烷碳同位素来区分煤层甲烷的成因。通常生物成因甲烷，δ
2-6）。 13 C1值一般为-55‰至-90‰；而热成因甲烷，δ13 C1值一般>-50‰（图
图2-6 煤层气中CH 4和CO 2的碳同位素特征
（据Scott, 1993）
第三节 煤层气地球化学组成和变化的地质控制
世界各地煤层气组分和同位素组成差异很大，煤层气组成主要受煤岩组分（母质）、煤级、生气过程、埋深及相应的温压条件等因素的影响。此外，水动力条件和次生作用（如混合、氧化作用）等也影响煤层气的地球化学组成。
一、煤岩组分
煤岩组分是煤的基本成分，是煤层气的生气母质，所以是影响煤层气组成的首要因素。大多数煤归类为腐殖型干酪根，其煤岩组分以镜质组为主，并含有少量的壳质组和惰性组。壳质组通常相对富氢，是煤成油的主要显微组分，具有很高的生烃能力（赵师庆，1991）。有机岩石学和地球化学最新研究已证明：镜质组和III 型干酪根的热演化途径一致，主要生成甲烷和其它气体，镜质组富氢的某些组分亦可生成液态烃（赵师庆，1991；姚素娟，1996）；惰性组的产气量比相同煤级的壳质组和镜质组低。三种煤岩组分的烃气产率，以壳质组最高，镜质组次之，惰性组最低（傅家谟，1990）。
在中等变质煤（高挥发份烟煤至中挥发份烟煤）中，腐泥型煤（I 、II 型干酪根，主要为壳质组和富氢镜质组）能够生成湿气和液态烃，而腐殖型煤（III 型干酪根，主要含镜质组）则生成较干的气体。对于高变质煤，煤层气主要成分是甲烷，由残留干酪根和早期生成的重烃裂解而形成。一般地说，含富氧干酪根的煤（镜质组为主）生成的煤层气和含富氢干酪根的煤（壳质组和富氢镜质组为主）生成的煤层气相比，在成熟度相同的条件下，前者比后者δ13 C1值较大，而前者甲烷和乙烷的δ13 C值的分布范围比后者窄。这是因为脂肪族烃热裂解生成的甲烷同位素较轻，这种甲烷在含富氢干酪根的煤层生成的气体中占优势，芳香族烃热裂解生成甲烷的碳同位素较重，它在含富氧干酪根的煤层生成的气体中占主导地位（Law ，1993）。
煤的热演化早期阶段所生成的液态烃保留在煤的微结构中，在较高温度时，煤层中的液态烃裂解，生成的气体比直接产自干酪根的气体有较大的δ13 C1值（Law ，1993）。
二、 煤化程度
煤化程度是控制气体生成量和组分的重要因素，同时也影响着煤层气的同位素组成。一般地说，煤变质程度越高，生成的气体量也越多。低变质煤（亚烟煤~中挥发份烟煤）生成的热成因气以二氧化碳为主，而高变质煤（低挥发份烟煤及其以上煤级的煤）生成的气体主要成分为甲烷（图2-1）。
中国、澳大利亚、美国等地煤层气的研究表明：煤层气中甲烷的δ
定关系。通常，低变质煤生成的煤层气中甲烷的δ
甲烷的δ131313 C 1值和煤级有一 C 1值较小，高变质煤生成的煤层气中 C 1值较大。对于未发生次生变化的原生煤层气而言，随着煤变质程度的提高，相应煤层气中的甲烷富集氘和13 C（Law ，1993）。
三、煤层气的成因
如前所述，煤层气的生成有生物成因和热成因两个过程。由于生物成因气和热成因气在
形成时间、生成温压、母质和生气机理（有无细菌活动等）等方面的差异，所以这两个过程中所生成的煤层气的组成也有较大差异。
通常由于生物体对12C 的富集，所以生物成因气的δ13 C1值较小，甲烷的δ13 C1值一般介于-55‰~-90‰之间，甚至更轻。生物成因气通过二氧化碳还原作用和有机酸发酵作用而生成，这两种不同的生气机制所生成的生物气的同位素特征也有差异。通常，由二氧化碳还原作用生成的甲烷碳同位素较轻（甲烷δ13 C 1值介于-55‰~-110‰之间），且富氘（δD 值
13介于-150‰~-250‰之间）；有机酸发酵作用生成的甲烷碳同位素则较重（甲烷δ
δ13 C 1值在-40‰~-70‰之间），且消耗氘（δD 值在-250‰~-400‰之间）。但二氧化碳还原生成甲烷的 C1值和CO 2基质的δ13 C值有关, 甲烷的δD 值和地层水的δD 值有关（Law ，1993）。
13与生物成因气相比，热成因煤层气有如下特征：1）重烃一般出现在高中挥发份烟煤及煤化程度更高的煤中；2）随着煤化程度的提高，重同位素
δ
1213C 在甲烷和乙烷中富集（甲烷13 C1值大于-55‰），这是因为在热成因成气过程中，随着煤化程度的提高，气体分子中的 C 1C-12C 键比12C-13C 键更频繁地断开，致使残留气体中富集13C ，所以热成因气体的δ
值随之增大；3）随着煤化程度的提高，甲烷也相对富集氘（甲烷δD 值大于-250‰，Law ，1993）。
四、埋藏深度
煤层埋藏深度和煤层气甲烷δ
煤层甲烷的δ
烷的δ131313 C1值有一定关系。一般来说，随煤层埋藏深度的增加，13 C 1值呈增大的趋势，与深层煤层气相比，浅层煤层气为较干气体且所含甲 C 1值较小的煤 C 1值低。从世界各地的资料看，在煤阶相同或相近的情况下，δ
层气的赋存深度一般也较浅，随着煤层埋藏深度的增加，煤层气的组分也发生着变化。
五、煤层气的解吸与扩散
煤层后期抬升，煤储层压力场发生改变，煤层气出现解吸和扩散。结构简单、分子量小、重量轻的甲烷比结构复杂、分子量大且较重的重烃气容易解吸，且速度快。在同为甲烷的分子中，轻的12C 1由于极性弱，比重的和极性强的
1313C 1容易解吸，且速度快。因此，随煤层埋藏深度的增加，煤层甲烷的δ C1值呈增大的趋势。
六、次生作用
煤层气的次生作用是指对早期已生成气体的改造作用。主要是生物成因气和热成因气 的混合和湿气组分的氧化作用。次生作用影响煤层气的组成，尤其是对于浅层煤层气。在浅部，煤层通常为细菌繁盛的含水层。细菌影响煤层气组成的方式有三种：1）厌氧菌活动导致大量生物成因气的生成并和以前生成的热成因气混合，这种混合作用可以解释某些地区浅层煤层气组分的变化（Law ，1993）；2）喜氧菌优先和湿气组分发生作用，使湿气大部分受到破坏，从而使残留湿气组分的δ
和δD 值增大（Law ，1993）。 13C 1值也比预期的要高。这种细菌对湿气组分的改造也可13用来解释煤层气组分的变化；3）喜氧菌的活动造成甲烷的氧化和消耗，使残留甲烷的δC 1
七、水文地质条件
有些地区水动力条件对煤层气组成的影响十分明显，如美国圣胡安盆地，盆地北部超高压区煤层气为富CO 2的干气，南部低压区煤层气则为贫CO 2的湿气（Scott ，1993）。在区域抬升后又遭受剥蚀的盆地边缘，大气降水进入可渗透煤层中，细菌随流动水也一起迁移到煤层中，在细菌的降解和自身代谢活动作用下，生成了次生生物成因气，它是煤层气的一个补充来源，并有可能形成异常高的气体产量。
八、CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应
煤成烃过程中，形成的煤层气中CH 4和CO 2的含量均较多。CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应，使煤层中的13 C1大幅度降低，导致煤层气中CH 4碳同素变轻。其反应如下：
13C CH 4+12C CO 2⇒12C CH 4+13C CO 2
CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应使δ13C 1变轻作用，主要发生在煤层气形成后的早期，因为此时煤层气中CH 4和CO 2含量均较高，而后期由于CO 2被大量溶解，CH 4含量占绝对优势而CO 2含量很低，交换平衡对δ13C 1变轻作用影响不大。
第四节 煤层气的物理性质
煤层气的成分以甲烷为主，含量一般在90%以上，多为干气，重烃含量一般较低，还有少量的N 2、CO 2、H 2、CO 、SO 2、H 2S 以及氦、氖、氩、氪、氙等惰性气体及稀有气体。
一、 煤层气分子的大小和分子量
煤层气分子的大小介于0.32~0.55nm之间，多为近似值（表2-2），分子的偏心度或非均质度，即偏心因子甲烷最小，只有0.008，分子平均自由程（气体分子运动过程中与其它分子两次碰撞之间的距离）约为其分子平均直径的200倍。其分子量是由组成煤层气的各种分子的百分含量累加而成，称为表观分子量。
二、 煤层气的密度
标准状态下(1个大气压，温度15.55℃) 单位体积煤层气的重量，单位为kg/m3。煤层气在地下的密度随分子量及压力的增大而增大，随温度的升高而减小。
煤层气的相对密度是指同温度、压力条件下(1个大气压，温度15.55℃或20℃) 煤层气的密度与空气密度的比值。
三、 煤层气的粘度
粘度是流体运动时，其内部质点沿接触面相对运动，产生内摩擦力以阻抗流体变形的性质。常用动力粘度系数，即流体内摩擦切应力与切应变率的比值来表示，其单位为泊（P ）。煤层气的粘度很小，在地表常压20℃时，甲烷的动力粘度系数为1.08×10-5 mPa·s 。表示粘
度的参数还有运动粘度系数（即动力粘度与密度的比值，单位：cm 2/s）和相对粘度（即液体的绝对粘度与水的绝对粘度的比值）
煤层气的粘度与气体的组成、温度、压力等条件有关，在正常压力下，粘度随温度的升高而变大，这与分子运动加速，气体分子碰撞次数增加有关，而随分子量增大而变小。在较高压力下，煤层气的粘度随压力增加而增长，随温度的升高而减小，随分子量的增大而增大。
表2-2 煤中吸附介质分子直径、沸点和分子自由程（0℃， 0.101325MPa ）
表2-3 煤层气成分的物理性质
四、煤层气的临界点
临界温度是指气相纯物质维持液相的最高温度，高于这一温度，气体即不能用简单升高压力的办法（不降低温度）使之转化为液体；临界压力是指气、液两相共存的最高压力，即在临界温度时，气体凝析所需的压力。高于临界温度，无论压力多大，气体不会液化；高于临界压力，不管温度多少，液态和气态不能同时存在。只有当温度和压力均超过其临界温度和临界压力时，才称为超临界状态。
地层条件下，煤层甲烷超临界吸附的现象是存在的。但只有当煤层甲烷压力（气压）超过4.60MPa （表2-1）才真正出现超临界流体，实际上在我国煤矿瓦斯实测压力中超过此压力的矿井是比较少的。但对于原位且处于封闭系统的煤储层，储层中水压等于气压，只要煤层
埋深超过500m ，煤层甲烷就可能成为超临界流体。
对于甲烷和氮气，任一埋深储层温度均高于临界温度，无论压力多大，均不会液化；对于二氧化碳，当储层温度低于31.1℃（表2-2），对于乙烷，当储层温度低于32.4℃（表2-2），而储层压力（气压）高于液化压力，二者可以呈液态形式存在。按正常地温梯度3℃/100m、正常储层压力梯度0.98 MPa/100m，设恒温带深度为20m 、温度为10℃，则埋深500m 左右，储层温度约为25℃、储层压力为4.9 MPa，此时二者均低于临界温度和压力，二氧化碳和乙烷以气态形式存在；当埋深达到800m ，储层温度约为34℃，高于临界温度，二氧化碳和乙烷仍为气态。但当二氧化碳压力大于7.38 MPa、乙烷压力大于4.98 MPa，二氧化碳和乙烷有可能成为超临界流体；只有在500~ 800m范围内的局部层段（封闭体系），储层温度低于临界温度，储层压力高于液化压力，二氧化碳和乙烷才可能以液态形式存在（图2-7）。
上面所述临界温度和临界压力是对单一气体组分而言的。在自然条件下，煤层气通常是多种组分气体的混合物。混合气体的临界温度，高于其最低沸点组分的临界温度，低于最高沸点的临界温度，等于组成混合气体的各个组分的绝对临界温度与相应的分子浓度的乘积之和。相应地也可以计算出混合气体的临界压力。这种计算出来的叫做混合气
体的拟临界温度和拟临界压力。 图2-7 二氧化碳在正常地温条件下的液化区间
五、煤层气的溶解度
煤层气能不同程度地溶解于煤储层的地下水中，不同的气体溶解度差别很大。20℃、1atm 下单位体积水中溶解的气体体积称为溶解度（m 3气/m3水），溶解度同气体压力的比值称为溶解系数（m 3/m3·atm ）。温度对溶解度的影响较复杂，温度＜80℃时，随温度升高溶解度降低；＞80℃时，溶解度随温度升高而增加（图2-8）。甲烷溶解度随压力的增加而增加，
低压时呈线性关系，高压时（＞10MPa ）呈曲线关系（图2-9）。甲烷溶解度随矿化度的增加而减少（图2-9）。所以在高温高压的地下水中溶解气明显增加。如果煤层水
被CO 2饱和时，则甲烷在水中的溶解度会 图2-8 甲烷在水中的溶解度与温度的关系 明显增大。
六、主要气体组分的性质
甲烷为无色、无味、无臭、无毒的气体（表2-3）。但煤储层中往往含有少量其它芳香族碳氢气体，因此常常伴着一些苹果的香味。在大气压0.101325 MPa，温度0℃的标准状态下，甲烷的分子量为16.043，分子大小约为0.33~ 0.42nm；密度为0.0667Kg/m3，相对密度为0.554，比空气轻，当空气中混有5.3~16.0%浓度的甲烷，遇火即可燃烧或爆炸；动力粘度为1.084 ×10-5 Pa·s ；临界温度为-82.57℃，临界压力为4.604MPa （表2-2）；热值约为37.6KJ/kg。
图 2-9 不同温度、不同矿化度条件下的甲烷溶解度与压力的关系
（部分数据源自庞雄奇，2003）
氮气是一种无色、无臭、无味的气体，微溶于水，0℃时1ml 水仅能溶解0.023ml 的氮气。在1个大气压，温度15.55℃时，其密度为1.182kg/m3，相对密度为0.967（表2-2）。
二氧化碳为无色、无臭、略具酸味气体。在大气压0.101325 MPa，温度0℃的标准状态下，二氧化碳的分子量为44.010，分子大小约为0.33~ 0.47nm；密度为1.858Kg /m3，相对密度为1.519，比空气重，突然喷出可使人窒息；动力粘度为1.466 ×10-5 Pa·s ；临界温度为31.06℃，临界压力为7.384MPa （表2-2）。
第五节
煤层气对环境的影响
甲烷是大气中主要的温室气体之一，对红外线的吸收能力很强。根据对包裹在冰核中气泡的气体成分研究。过去200~300年来，大气中甲烷浓度已增加一倍，从工业革命以前的0.6ppm~0.7ppm增至现在的1.7ppm （Tyler ，1991）。
甲烷对大气的化学及辐射特性有重要影响，从体积上，其温室效应是CO 2的20多倍。据估算，大气中甲烷浓度每增加1 ppm，可导致地球表面温度增加1℃（Donner ，1980）。
大气中的CH 4可与-OH 、O 3、H 2O 、HO x 、H 2、Cl 2及其它成分发生一系列化学反应，从而影响大气中的H 2O 和O 3的浓度及大气中总体氧化能力。大气中其它气体，如CH 3Cl 、CH 3Br 、CHClF 3、CH 2Cl 2和SO 2等含量，都直接或间接地受CH 4和-OH 浓度的影响。所有这些气体都影响大气的物理性质，增加的CH 4温室效应。
第六节 煤层气的利用
甲烷的临界温度为-82.57℃，这就是说，只要温度比-82.57℃高，不管将压力增加到多大，都不可能使甲烷变成液体；当温度等于-82.57℃，压力升高到4.6MPa 时，甲烷才开始变为液体。这意味着在一般温度条件（即大气温度）下，是不可能将甲烷液化的。因此，在常温下煤层气不能用作液化天然气（LNG ）工业的原料，但却是优质的压缩天然气（CNG ）工业的原料。低温条件下天然气的液化（LNG ）是一项重大的先进技术，液化后的体积只有同量气态天然气的1/625，从而极大地方便了煤层气的储存、运输和使用，已被许多国家和地区广泛采用。
煤层甲烷的最佳利用方案随地区不同而变化，取决于气体的数量和质量以及当地的能源市场。总之，煤层气的就地使用非常适合我国的国情。目前，统一的管道基础设施的缺乏制约了煤层气的大规模利用。
煤层气作为一种洁净能源代替褐煤、硬煤和焦炉煤气等，不仅环境性能好，而且热效率高。甲烷的热值为36.72KJ ／m 3。按热值计算，大致1000m 3甲烷相当于1t 标准煤。1250m 3甲烷相当于1t 石油，1m 3高浓度甲烷可发3度电。
1、化工原料
煤层气中的甲烷浓度很高，可与天然气混输，用于制造化工产品，如甲醛，甲醇、甲胺、尿素和碳黑等。甲醇用途最广，不仅是重要的化工原料，又是廉价的汽车燃料，“中国一号” 甲醇汽车被誉为“绿色汽车工程”，是我国汽车工业的一次革命。另外，甲醇可制成甲醇电池，应用于其它基础行业。
2、合成油
煤层气合成油（GTL ）由合成气、费—托合成和产品精制三部分组成。通过费—托法工艺将煤层气合成转化成含硫量小于1ug/g，芳香烃小于1%（体积百分比）、十六烷值大于70的柴油燃料。
3、工业与民用燃料
煤层气可用于发电、汽车燃料和居民生活用气等多个方面。煤层气经压缩后可由天然气管道系统输送。目前，我国已铺设的天然气管道达5902km ，主要分布在四川、广东、河北等。另外，“西气东输” 管道、陕西延安到北京的天然气管道都为煤层气开发预留了入口。从总体上看，中国绝大多数矿区都缺乏完整的天然气管道系统。目前主要通过汽车短距离运
输供给附近用户，如晋城地区将煤层气压缩到20MPa ，每车约装4500m 3标准气运送到城市用户。因此，中国适合于建设地方性管道系统。将煤层气供给居民，附近的工厂和公用事业单位，从而实现矿区的煤气化，改善当地的环境质量。在建造管道运输工程时，应考虑煤层气的输送成本、产地与市场的距离以及资源的开采年限。
我国煤矿使用的电主要由燃煤电厂提供，矸石电厂只提供少量电力。煤矿供热也主要以煤为能源。煤层气代替煤发电、供热不仅能减轻环境污染，而且能提高热效率。实用的煤层气发电技术可分为以下四种：
1）往复式发动机
包括火花点火式四冲程发动机和狄塞尔双燃料发动机。这种发动机热效率高，燃料气的入口压力低，但一次性投资高，维修费用昂贵。
2）燃气轮机
燃气轮机的燃料必须使用高压煤层气，高压煤层气可直接取自高压主管道或通过外部煤层气压缩机来提供。燃气轮机的工作效率高达30％。英国的拉斯顿TB5000燃气轮机，完全能燃用煤层气。燃气轮机排放气体中的大量余热可通过废热锅炉加以利用以满足供暖需要。燃气轮机的缺点是需要将燃气加压到1.8MPa 以上，煤层气的甲烷浓度应在40％以上。
3）汽轮机
汽轮机技术与其它技术相比，热动力效率较低，但该设备的运行十分可靠，服务年限长。在常压下，使用标准锅炉燃用煤层气来生产蒸汽，这种锅炉对煤层气的质量要求不高。
4）联合循环系统
联合循环是煤层气能源动力转换效率最高的一种方式。燃气轮机的排放气体温度高，含氧丰富，可直接送到预热锅炉生产蒸汽来驱动蒸汽轮机，这种联合循环系统可获得大约45％的热效率。
汽车是造成大气污染的重要污染源，它们排放CO 、碳氢化合物和氮氧化物。柴油车辆还排放颗粒物。随着车辆在中国的不断增加，作为主要燃料的石油将会变得越来越短缺。使用煤层气能减少车辆排出的污染物。因此，使用压缩甲烷作为燃料的经济和环境效益十分明显。
煤层气的民用主要包括矿区居民的炊事和供热以及矿区食堂、幼儿园、学校的公用事业用气。与人工煤气相比，煤层气的民用具有投资少和效益高的特点，它不需另建气源厂。供民用的煤层气一般含甲烷35%~40％，不含其他干馏有害杂质，无需复杂的净化工艺。因此，煤层气的民用已在各矿区迅速推行。
煤层气的物质组成、性质和利用
煤层气是指赋存在煤层中以甲烷为主要成分、以吸附在煤基质颗粒表面为主并部分游离于煤孔隙中或溶解于煤层水中的烃类气体。其成分以甲烷为主，往往将其简称为煤层甲烷。 煤层气与煤型气、瓦斯在词义上有明显差别。煤型气是指煤系中煤和分散有机质，在成岩和煤化作用过程中形成的天然气，以游离状态、吸附状态和溶解状态赋存于煤层和其它岩层内，其成分大多以甲烷为主，也可能以氮气、二氧化碳或重烃等为主。其中赋存在煤层中，成分以甲烷为主的煤型气称为煤层气或煤层甲烷，赋存在围岩中的煤型气称为煤成气。瓦斯是赋存在煤层中的煤层气与采动影响带中的煤成（层）气、采空区的煤型气及采掘活动过程中新生成的各种气体的总称。
第一节 煤层气的形成
植物体埋藏后，经过微生物的生物化学作用转化为泥炭（泥炭化作用阶段），泥炭又经历以物理化学作用为主的地质作用，向褐煤、烟煤和无烟煤转化（煤化作用阶段），在煤化作用过程中，成煤物质发生了复杂的物理化学变化，挥发份含量和含水量减少，发热量和固定碳含量增加，同时也生成了以甲烷为主的气体。
煤化作用要经历两个过程，即生物成因过程和热成因过程，生成的气体分别称为生物成因气和热成因气（表2-1）。
表2-1 生物成因和热成因煤层气产生的阶段（据Scott ，1994）
一、 生物成因气
生物成因气是有机质在微生物降解作用下的产物。指在相对低的温度（一般小于50℃）条件下，通过细菌的参与或作用，在煤层中生成的以甲烷为主并含少量其它成分的气体。生物成因气的生成有两种机制：其一，二氧化碳的还原作用生成甲烷；其二，醋酸、甲醇、甲胺等经发酵作用转化成甲烷（Law ，1993）。尽管两种作用都在近地表环境中进行，但据组分研究，大部分古代聚集的生物气可能来自二氧化碳的还原作用。煤层中生成大量生物成因气的有利条件是：大量有机质的快速沉积、充裕的孔隙空间、低温和高pH 值的缺氧环境（Law ，1993）。按照生气时间、母质以及地质条件的不同。生物成因气有原生生物成因气和次生生物成因气两种类型，两者在成因上无本质差别。
1、原生生物成因气
原生生物成因气是在煤化作用阶段早期，泥炭沼泽环境中的低变质煤（泥炭~褐煤）经微生物作用使有机质发生一系列复杂过程所生成的气体，又称之为早期生物成因甲烷。由泥炭至褐煤阶段可生成原生生物甲烷气量约为38m 3/t（Κрαвдов ，1983）。该类气体的生成量约占200℃以下煤层气总生成量的10％（Rightmire ，1984）。由于原生生物气常常形成于地表或地下浅处，因而生成的气体极易扩散到大气中，或溶解于水体中，且泥炭或低变质煤对气体的吸附作用也弱，仅有少量气体聚集在煤层内。
对于原生生物成因气和热成因气的形成阶段，不同学者的划分方案不尽相同，Scott 等（1994）以R o
2、次生生物成因气
煤系在后期被构造作用抬升并剥蚀到近地表，细菌通过流动水（多为大气降水）运移到煤层水中，在低、中煤级煤中当温度、盐度等环境条件又适宜微生物生存时，在相对低的温度下（一般小于56℃），细菌通过降解和代谢作用将煤层中已生成的湿气、正烷烃和其它有机化合物转变成甲烷和二氧化碳，即形成次生生物成因气。
次生生物气的形成时间一般较晚（几万至几百万年前），煤层中存留的生物成因气大部分属于次生生物成因气。次生生物成因气的生成和保存需以下条件：煤级为褐煤~焦煤，煤层所在区域发生过隆起（抬升）作用；煤层有适宜的渗透性；沿盆地边缘有流水回灌到盆地煤层中；有细菌运移到煤层中；煤层具有较高的储层压力和能储存大量气体的圈闭条件（Law ，1993，Scott ，1994）。
二、 热成因气
热成因气是在温度（>50℃）和压力作用下，煤有机质发生一系列物理、化学变化，煤中大量富含氢和氧的挥发分物质主要以甲烷、二氧化碳和水的形式释放出来。在较高温度下, 有机酸的脱羧基作用也可以生成甲烷和二氧化碳（Ayers ，1994）。
随着褐煤埋藏深度的增加，温度的上升，煤的变质程度不断提高，生成了大量的甲烷和其他气体。这一变质过程导致了有机质不断脱氧、脱氢、富碳。生成的气体类型取决于煤的变质程度（图2-1）。Messner （1984）认为：当R 0,max 大于0.73％（R 0,max 为镜质组最大反射率）、干燥无灰基挥发份含量大于37.8％时，热成因煤层气开始大量生成。Law （1985）则认为热成因煤层气开始大量生成时的温度为88~93℃，R o,max =0.80％；Rightmire （1984）认为：当R 0,max 为0.60％，挥发份为40.24％，即相当于高挥发份烟煤C 时（相当于我国的褐煤~长焰煤阶段），热成因煤层气开始生成，其生成高峰在150℃左右，相当于中挥发份烟煤、低挥发份烟煤、半无烟煤（相当于我国的焦煤~贫煤阶段）。因此，张新民（1991）等参考天然气的成因分类，以R o,max =1.90％为界，划分0.50％1.90％的过成熟阶段，对应于裂解气。因为煤是以腐植型干酪根（III 型干酪根），成岩与煤化作用期间不存在明显的液态烃过程，热解气、裂解气划分不是十分严格。
图2-1 煤化作用阶段及气体生成（据Stach ，1982）
据Hunt 等（1979）研究：在煤化学作用早期（地层温度＜120℃），生成的气体以二氧化碳为主，在高挥发份烟煤与中挥发份烟煤分界处（相当于我国的肥煤阶段）所生成的二氧化碳是甲烷的两倍多。在该点之后，甲烷气的生成量迅速增加，产气高峰在中挥发份烟煤与低挥发份烟煤的分界处（相当于150℃）。此时，镜质组的反射率达到1.8％左右，生成的气量约占从褐煤至无烟煤总生气量的70％。之后继续生气，至无烟煤2号，镜质体反射率超过4.0％，逐渐停止生气过程。
形成热成因甲烷大致分三个阶段：
1）褐煤至长焰煤阶段：生成的气量多，成分以CO 2为主，占72%~92%，烃类＜20%。且以甲烷为主，重烃气＜4%。
2）长焰煤至焦煤阶段：烃类气体迅速增加，占70%~80%，CO 2下降至10%
左右。烃类
气体以CH 4为主，但含较多的重烃，至肥、焦煤时重烃可占10%~20%，该阶段是主要的生油阶段， 如壳质组含量多，则油和湿气含量也多。
3）瘦煤至无烟煤阶段：烃类气体占70%，其中CH 4占绝对优势（97%~99%），几乎没有重烃。
煤阶和有机质性质的不同，其产气量差异很大。煤阶高，产生的煤型气就多。据原苏联报导，形成1吨褐煤可产生38~68m3煤型气，形成1吨长焰煤可产生138~168m3/t，气煤为182~212m3/t ， 肥煤为199~230m3/t，焦煤为240~270m3/t，瘦煤为257~287m3/t，贫煤为295~330m3/t，无烟煤为346~422m3/t（Κрαвдов，1983）。不同的显微组分对成气的贡献不同，王少昌等对低煤级煤显微组分的热模拟实验结果表明壳质组、镜质组、惰质组最终成烃效率比约为3.3：1.0：0.8*，傅家谟（1990）认为：在相同演化条件下，惰质组产气率最低，镜质组是惰质组的4.3倍，壳质组为惰质组的11倍，并产出较多的液态烃。
第二节 煤层气的化学组分
一、煤层气的化学组分
煤层气的化学组分有烃类气体（甲烷及其同系物）、非烃类气体（二氧化碳、氮气、氢气、一氧化碳、硫化氢以及稀有气体氦、氩等）。其中，甲烷、二氧化碳、氮气是煤层气的主要成分，尤以甲烷含量最高，二氧化碳和氮气含量较低，一氧化碳和稀有气体含量甚微。
1、烃类气体
煤层气的主要成分是甲烷，其含量一般大于80%，其它烃类气体含量极少。通常，在同一煤阶，烃类气体随埋藏深度的增大而增加。重烃气主要分布于未受风化的煤层中，此外，重烃含量常常还与煤变质程度有关，一般中变质煤中重烃含量高，而低、高变质煤中低。
通常用甲烷气体（C 1）与总烃量（C 1~ C4）的比率作为确定气体的干度指标，即C 1/ C1~4值大于99%，为特别干的气体，95%~99%为干气，85%~95%为湿气，小于85%，为特别湿的气体。
2、非烃类气体
大多数煤层气中的非烃类气体含量通常小于20％，其中氮气约占三分之二，二氧化碳约占三分之一。如美国阿巴拉契亚盆地、阿科马盆地和黑勇士盆地，其煤层气中非烃气体含量极低，远远低于10％。在某些煤层气中，氮气和二氧化碳含量变化很大，如江西丰城煤矿，其氮气含量变化在0.20%～83.39％，二氧化碳含量变化在0.02%～10.12％。氮气分子较小，运移速度快，因而主要受上覆盖层质量的影响。二氧化碳易溶于水，且易被地下水带走，因而二氧化碳含量主要受地下水活动的影响。此外，氮气和二氧化碳含量也受煤层埋深和煤变质程度的影响，一般越靠近地表，氮气和二氧化碳的含量越高；煤变质程度越高，氮气和二氧化碳的含量越低。
虽然煤层气的成分都是以甲烷为主，然而在不同盆地，同一盆地的不同部位，不同煤层，* 王少昌等. 陕甘宁盆地上古生界煤成气藏形成条件及勘探方向. 长庆石油地质局，1985
不同埋深，不同煤阶以及不同煤层气井之间，煤层气的组分往往出现较大的差异。控制煤层气成分的主要因素有：1）煤的显微组分, 特别是富氢组分的丰度；2）储层压力，它影响煤的吸附能力；3）煤化作用程度，即煤阶/煤级；4）煤层气解吸阶段，吸附性弱或浓度高的组分先解吸；5）水文地质条件，它通过输送细菌产生次生生物气而影响煤层气的成分(Scott，1995) 。
Scott 对产自美国1380多口煤层气井的985个气样的分析结果表明：煤层气的平均成分为：甲烷占93.2%，重烃占2.6%，二氧化碳占3.1%，氮气占1.1%。通过对采自晚石炭世宾夕法尼亚组到新近纪煤层中气体样品（气样直接采自矿井、煤样解吸气和地面开采的煤层气；煤级从褐煤到无烟煤，R o =0.3%~4.9%；含气煤层的深度从121.91m 的矿井到4419.38m 的钻孔）研究，Rice （1993）认为：世界各地煤层气的组分差异很大，甲烷和其它烃类组分通常是煤层气的主要组分，并含少量CO 2和N 2。气体中烃的组成，用气体湿度（C 2+即乙烷及其以上重烃百分含量）来表示，湿度值介于0~70.5%之间。
二、煤层甲烷的同位素特征
1、煤层甲烷稳定碳同位素分布
Law （1993）研究认为世界各地煤层气的同位素组成差异较大，甲烷的δ
围很宽，介于-80‰至-16.8‰之间；乙烷的δ
值分布在-33.3‰~-11.7‰之间；二氧化碳的δ
甲烷的δ13131313 C1值分布范 C 2值介于-3.29‰~-2.28‰之间；甲烷的δD C值从-2.66‰到18.6‰。从煤样中解吸出的13 C 1值比开采气或自由（游离）气体中甲烷的δ C 1值高出几个千分点（Law ，1993）。这是因为在解吸作用过程中，发生同位素分馏作用， 12 C1优先被解吸出来。
国内测试资料表明，煤层气δ13 C 1变化于-78‰~-13‰之间，分布范围广，同位素组成总体上偏轻，而且不同地区、不同地质时代和不同煤级煤中的δ13 C1分布特征也有所不同。
就地区而言，华北煤层气δ13 C1为-78‰~-28‰，东北煤层气δ13 C1为-68‰~-49‰，华南煤层气δ13 C1为-68‰~-25‰ （图2-2）。显然，我国煤层气的δ13 C1地域分布总体上体现出不同地质时代构造背景下煤中有机质生烃演化的特点。华北和华南的煤层主要形成于晚古生代，经历了多阶段的构造演化，煤化作用的地质背景较为复杂，煤级跨度大，生气历程长，δ13 C 1变化大；东北煤层主要形成于中一新生代，热演化历程及其控制因素相对简单，煤级普遍较低，δ13 C1分布较为集中。
图2-2 我国煤层甲烷稳定碳同位素的地域分布（据叶建平等，1998）
就全国来看，煤层气δ
显（图2-3）。δ1313 C 1与煤级之间的关系尽管离散性较大，但规律性仍然相当明 C 1
随镜质组最大反射率增高变重，但二者之间的这种正相关关系并非是
线性的。当镜质组最大反射率小于2. 0%时，δ13 C 1值增大的速率较快，由-65‰（反射率
130. 3%左右）增至-25‰（反射率2. 0%左右），此后直到镜质组最大反射率4.0%附近，δ
值仍低于-20‰。换言之，只有在进入无烟煤阶段之后，煤层气的δ
人腐殖型常规天然气δ1313 C1 C 1值才开始接近或落
13 C1值的分布范畴（>-35‰）。 C 1值与镜质组反进一步分析特定地区煤层气稳定碳同位素的演化趋势发现，不仅δ
δ13射率之间的离散性显著减小，而且存在着有别于全国性趋势的区域规律。华北和华南煤层气 C 1值与全国性规律一致，随煤级增高而变重，且在进人无烟煤阶段后离散性明显变小
13（图2-4a ，图2-4b ）。东北煤层气δ
2-4c ）。
腐殖型常规天然气δ
国δ1313 C1值的演化却与此相反，煤级增高，δ13 C1值变小（图 C 1与镜质组反射率之间呈对数线性相关关系，华北、华南和全 C 1值与煤级之间的相关趋势与此一致，东北与此相反，暗示东北煤层甲烷稳定碳同位素的分布另有其它控制因素。
图2-3 我国煤层甲烷稳定碳同位素分布与煤级之间关系（据叶建平等，1998）
(a)华北地区 (b)华南地区 (c)东北地区
图2-4 不同地区甲烷稳定碳同位素分布与煤级之间关系（据叶建平等，1998）
Rice 等（1993）总结美国和加拿大煤层甲烷同位素资料得出甲烷的稳定碳同位素δ值与煤级有很好的相关关系。一般低煤级煤的δ
是同一煤阶，δ131313 C1 C 1值小，煤阶增加，δ1313 C 1值变大。但 C 1值具有很大的变化范围（图2-5）。此外，δ C 1值与现今的埋深有较好的对应关系，在煤级一定的情况下，浅部煤层甲烷由轻同位素组成，
深部煤层甲烷则由重
同位素组成。
2、煤层气的鉴别标志
主要利用煤层气组分特征及其同位素特征来鉴别煤层气。
1） 相同成熟度，煤层气的甲烷碳同位素比油型气
偏重。在R o,max =0.50~2.5%间，
δ13 C 1＞-30‰是煤层气，-43%～-55‰≤δ13
C 1≤-30‰是油型气。
2） 煤层气比油型气的甲烷同系物的同位素重。
δ
δ
δ1313 C 2＞-25.1‰，δ C 2＜-28.8‰，δ1313 C 3＞-23.2‰为煤层气 C 3＜-25.5‰为油型气 1313 C 2＜-25.1‰至＞-28.8‰和δ C 3＜
-23.2‰至＞-25.5‰区间大部分为煤层气，但也
包括部分的混合气。
3） 煤化作用早、中期（R o,ma =0.5-1.35%）以成气
作用为主，成油作用为辅的是煤层气。
4） 煤成油具明显的姥鲛烷优势，姥鲛烷/植烷
Pr/Ph=0.68-11.6，其中绝大多数大于2.1，
而 Ⅰ、Ⅱ型干酪根生成原油的Pr/Ph=1.43， 图2-5 煤层δ13 C1与Ro%关系
煤层气为姥植均势。 （据Rice 等，1993）
5） 煤层气的汞含量比油型气高，煤层气含汞约
80mg/m3，油型气约7mg/m3。
不同成因的煤层甲烷，其碳同位素不同，可以用甲烷碳同位素来区分煤层甲烷的成因。通常生物成因甲烷，δ
2-6）。 13 C1值一般为-55‰至-90‰；而热成因甲烷，δ13 C1值一般>-50‰（图
图2-6 煤层气中CH 4和CO 2的碳同位素特征
（据Scott, 1993）
第三节 煤层气地球化学组成和变化的地质控制
世界各地煤层气组分和同位素组成差异很大，煤层气组成主要受煤岩组分（母质）、煤级、生气过程、埋深及相应的温压条件等因素的影响。此外，水动力条件和次生作用（如混合、氧化作用）等也影响煤层气的地球化学组成。
一、煤岩组分
煤岩组分是煤的基本成分，是煤层气的生气母质，所以是影响煤层气组成的首要因素。大多数煤归类为腐殖型干酪根，其煤岩组分以镜质组为主，并含有少量的壳质组和惰性组。壳质组通常相对富氢，是煤成油的主要显微组分，具有很高的生烃能力（赵师庆，1991）。有机岩石学和地球化学最新研究已证明：镜质组和III 型干酪根的热演化途径一致，主要生成甲烷和其它气体，镜质组富氢的某些组分亦可生成液态烃（赵师庆，1991；姚素娟，1996）；惰性组的产气量比相同煤级的壳质组和镜质组低。三种煤岩组分的烃气产率，以壳质组最高，镜质组次之，惰性组最低（傅家谟，1990）。
在中等变质煤（高挥发份烟煤至中挥发份烟煤）中，腐泥型煤（I 、II 型干酪根，主要为壳质组和富氢镜质组）能够生成湿气和液态烃，而腐殖型煤（III 型干酪根，主要含镜质组）则生成较干的气体。对于高变质煤，煤层气主要成分是甲烷，由残留干酪根和早期生成的重烃裂解而形成。一般地说，含富氧干酪根的煤（镜质组为主）生成的煤层气和含富氢干酪根的煤（壳质组和富氢镜质组为主）生成的煤层气相比，在成熟度相同的条件下，前者比后者δ13 C1值较大，而前者甲烷和乙烷的δ13 C值的分布范围比后者窄。这是因为脂肪族烃热裂解生成的甲烷同位素较轻，这种甲烷在含富氢干酪根的煤层生成的气体中占优势，芳香族烃热裂解生成甲烷的碳同位素较重，它在含富氧干酪根的煤层生成的气体中占主导地位（Law ，1993）。
煤的热演化早期阶段所生成的液态烃保留在煤的微结构中，在较高温度时，煤层中的液态烃裂解，生成的气体比直接产自干酪根的气体有较大的δ13 C1值（Law ，1993）。
二、 煤化程度
煤化程度是控制气体生成量和组分的重要因素，同时也影响着煤层气的同位素组成。一般地说，煤变质程度越高，生成的气体量也越多。低变质煤（亚烟煤~中挥发份烟煤）生成的热成因气以二氧化碳为主，而高变质煤（低挥发份烟煤及其以上煤级的煤）生成的气体主要成分为甲烷（图2-1）。
中国、澳大利亚、美国等地煤层气的研究表明：煤层气中甲烷的δ
定关系。通常，低变质煤生成的煤层气中甲烷的δ
甲烷的δ131313 C 1值和煤级有一 C 1值较小，高变质煤生成的煤层气中 C 1值较大。对于未发生次生变化的原生煤层气而言，随着煤变质程度的提高，相应煤层气中的甲烷富集氘和13 C（Law ，1993）。
三、煤层气的成因
如前所述，煤层气的生成有生物成因和热成因两个过程。由于生物成因气和热成因气在
形成时间、生成温压、母质和生气机理（有无细菌活动等）等方面的差异，所以这两个过程中所生成的煤层气的组成也有较大差异。
通常由于生物体对12C 的富集，所以生物成因气的δ13 C1值较小，甲烷的δ13 C1值一般介于-55‰~-90‰之间，甚至更轻。生物成因气通过二氧化碳还原作用和有机酸发酵作用而生成，这两种不同的生气机制所生成的生物气的同位素特征也有差异。通常，由二氧化碳还原作用生成的甲烷碳同位素较轻（甲烷δ13 C 1值介于-55‰~-110‰之间），且富氘（δD 值
13介于-150‰~-250‰之间）；有机酸发酵作用生成的甲烷碳同位素则较重（甲烷δ
δ13 C 1值在-40‰~-70‰之间），且消耗氘（δD 值在-250‰~-400‰之间）。但二氧化碳还原生成甲烷的 C1值和CO 2基质的δ13 C值有关, 甲烷的δD 值和地层水的δD 值有关（Law ，1993）。
13与生物成因气相比，热成因煤层气有如下特征：1）重烃一般出现在高中挥发份烟煤及煤化程度更高的煤中；2）随着煤化程度的提高，重同位素
δ
1213C 在甲烷和乙烷中富集（甲烷13 C1值大于-55‰），这是因为在热成因成气过程中，随着煤化程度的提高，气体分子中的 C 1C-12C 键比12C-13C 键更频繁地断开，致使残留气体中富集13C ，所以热成因气体的δ
值随之增大；3）随着煤化程度的提高，甲烷也相对富集氘（甲烷δD 值大于-250‰，Law ，1993）。
四、埋藏深度
煤层埋藏深度和煤层气甲烷δ
煤层甲烷的δ
烷的δ131313 C1值有一定关系。一般来说，随煤层埋藏深度的增加，13 C 1值呈增大的趋势，与深层煤层气相比，浅层煤层气为较干气体且所含甲 C 1值较小的煤 C 1值低。从世界各地的资料看，在煤阶相同或相近的情况下，δ
层气的赋存深度一般也较浅，随着煤层埋藏深度的增加，煤层气的组分也发生着变化。
五、煤层气的解吸与扩散
煤层后期抬升，煤储层压力场发生改变，煤层气出现解吸和扩散。结构简单、分子量小、重量轻的甲烷比结构复杂、分子量大且较重的重烃气容易解吸，且速度快。在同为甲烷的分子中，轻的12C 1由于极性弱，比重的和极性强的
1313C 1容易解吸，且速度快。因此，随煤层埋藏深度的增加，煤层甲烷的δ C1值呈增大的趋势。
六、次生作用
煤层气的次生作用是指对早期已生成气体的改造作用。主要是生物成因气和热成因气 的混合和湿气组分的氧化作用。次生作用影响煤层气的组成，尤其是对于浅层煤层气。在浅部，煤层通常为细菌繁盛的含水层。细菌影响煤层气组成的方式有三种：1）厌氧菌活动导致大量生物成因气的生成并和以前生成的热成因气混合，这种混合作用可以解释某些地区浅层煤层气组分的变化（Law ，1993）；2）喜氧菌优先和湿气组分发生作用，使湿气大部分受到破坏，从而使残留湿气组分的δ
和δD 值增大（Law ，1993）。 13C 1值也比预期的要高。这种细菌对湿气组分的改造也可13用来解释煤层气组分的变化；3）喜氧菌的活动造成甲烷的氧化和消耗，使残留甲烷的δC 1
七、水文地质条件
有些地区水动力条件对煤层气组成的影响十分明显，如美国圣胡安盆地，盆地北部超高压区煤层气为富CO 2的干气，南部低压区煤层气则为贫CO 2的湿气（Scott ，1993）。在区域抬升后又遭受剥蚀的盆地边缘，大气降水进入可渗透煤层中，细菌随流动水也一起迁移到煤层中，在细菌的降解和自身代谢活动作用下，生成了次生生物成因气，它是煤层气的一个补充来源，并有可能形成异常高的气体产量。
八、CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应
煤成烃过程中，形成的煤层气中CH 4和CO 2的含量均较多。CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应，使煤层中的13 C1大幅度降低，导致煤层气中CH 4碳同素变轻。其反应如下：
13C CH 4+12C CO 2⇒12C CH 4+13C CO 2
CH 4和CO 2的碳同位素交换平衡效应使δ13C 1变轻作用，主要发生在煤层气形成后的早期，因为此时煤层气中CH 4和CO 2含量均较高，而后期由于CO 2被大量溶解，CH 4含量占绝对优势而CO 2含量很低，交换平衡对δ13C 1变轻作用影响不大。
第四节 煤层气的物理性质
煤层气的成分以甲烷为主，含量一般在90%以上，多为干气，重烃含量一般较低，还有少量的N 2、CO 2、H 2、CO 、SO 2、H 2S 以及氦、氖、氩、氪、氙等惰性气体及稀有气体。
一、 煤层气分子的大小和分子量
煤层气分子的大小介于0.32~0.55nm之间，多为近似值（表2-2），分子的偏心度或非均质度，即偏心因子甲烷最小，只有0.008，分子平均自由程（气体分子运动过程中与其它分子两次碰撞之间的距离）约为其分子平均直径的200倍。其分子量是由组成煤层气的各种分子的百分含量累加而成，称为表观分子量。
二、 煤层气的密度
标准状态下(1个大气压，温度15.55℃) 单位体积煤层气的重量，单位为kg/m3。煤层气在地下的密度随分子量及压力的增大而增大，随温度的升高而减小。
煤层气的相对密度是指同温度、压力条件下(1个大气压，温度15.55℃或20℃) 煤层气的密度与空气密度的比值。
三、 煤层气的粘度
粘度是流体运动时，其内部质点沿接触面相对运动，产生内摩擦力以阻抗流体变形的性质。常用动力粘度系数，即流体内摩擦切应力与切应变率的比值来表示，其单位为泊（P ）。煤层气的粘度很小，在地表常压20℃时，甲烷的动力粘度系数为1.08×10-5 mPa·s 。表示粘
度的参数还有运动粘度系数（即动力粘度与密度的比值，单位：cm 2/s）和相对粘度（即液体的绝对粘度与水的绝对粘度的比值）
煤层气的粘度与气体的组成、温度、压力等条件有关，在正常压力下，粘度随温度的升高而变大，这与分子运动加速，气体分子碰撞次数增加有关，而随分子量增大而变小。在较高压力下，煤层气的粘度随压力增加而增长，随温度的升高而减小，随分子量的增大而增大。
表2-2 煤中吸附介质分子直径、沸点和分子自由程（0℃， 0.101325MPa ）
表2-3 煤层气成分的物理性质
四、煤层气的临界点
临界温度是指气相纯物质维持液相的最高温度，高于这一温度，气体即不能用简单升高压力的办法（不降低温度）使之转化为液体；临界压力是指气、液两相共存的最高压力，即在临界温度时，气体凝析所需的压力。高于临界温度，无论压力多大，气体不会液化；高于临界压力，不管温度多少，液态和气态不能同时存在。只有当温度和压力均超过其临界温度和临界压力时，才称为超临界状态。
地层条件下，煤层甲烷超临界吸附的现象是存在的。但只有当煤层甲烷压力（气压）超过4.60MPa （表2-1）才真正出现超临界流体，实际上在我国煤矿瓦斯实测压力中超过此压力的矿井是比较少的。但对于原位且处于封闭系统的煤储层，储层中水压等于气压，只要煤层
埋深超过500m ，煤层甲烷就可能成为超临界流体。
对于甲烷和氮气，任一埋深储层温度均高于临界温度，无论压力多大，均不会液化；对于二氧化碳，当储层温度低于31.1℃（表2-2），对于乙烷，当储层温度低于32.4℃（表2-2），而储层压力（气压）高于液化压力，二者可以呈液态形式存在。按正常地温梯度3℃/100m、正常储层压力梯度0.98 MPa/100m，设恒温带深度为20m 、温度为10℃，则埋深500m 左右，储层温度约为25℃、储层压力为4.9 MPa，此时二者均低于临界温度和压力，二氧化碳和乙烷以气态形式存在；当埋深达到800m ，储层温度约为34℃，高于临界温度，二氧化碳和乙烷仍为气态。但当二氧化碳压力大于7.38 MPa、乙烷压力大于4.98 MPa，二氧化碳和乙烷有可能成为超临界流体；只有在500~ 800m范围内的局部层段（封闭体系），储层温度低于临界温度，储层压力高于液化压力，二氧化碳和乙烷才可能以液态形式存在（图2-7）。
上面所述临界温度和临界压力是对单一气体组分而言的。在自然条件下，煤层气通常是多种组分气体的混合物。混合气体的临界温度，高于其最低沸点组分的临界温度，低于最高沸点的临界温度，等于组成混合气体的各个组分的绝对临界温度与相应的分子浓度的乘积之和。相应地也可以计算出混合气体的临界压力。这种计算出来的叫做混合气
体的拟临界温度和拟临界压力。 图2-7 二氧化碳在正常地温条件下的液化区间
五、煤层气的溶解度
煤层气能不同程度地溶解于煤储层的地下水中，不同的气体溶解度差别很大。20℃、1atm 下单位体积水中溶解的气体体积称为溶解度（m 3气/m3水），溶解度同气体压力的比值称为溶解系数（m 3/m3·atm ）。温度对溶解度的影响较复杂，温度＜80℃时，随温度升高溶解度降低；＞80℃时，溶解度随温度升高而增加（图2-8）。甲烷溶解度随压力的增加而增加，
低压时呈线性关系，高压时（＞10MPa ）呈曲线关系（图2-9）。甲烷溶解度随矿化度的增加而减少（图2-9）。所以在高温高压的地下水中溶解气明显增加。如果煤层水
被CO 2饱和时，则甲烷在水中的溶解度会 图2-8 甲烷在水中的溶解度与温度的关系 明显增大。
六、主要气体组分的性质
甲烷为无色、无味、无臭、无毒的气体（表2-3）。但煤储层中往往含有少量其它芳香族碳氢气体，因此常常伴着一些苹果的香味。在大气压0.101325 MPa，温度0℃的标准状态下，甲烷的分子量为16.043，分子大小约为0.33~ 0.42nm；密度为0.0667Kg/m3，相对密度为0.554，比空气轻，当空气中混有5.3~16.0%浓度的甲烷，遇火即可燃烧或爆炸；动力粘度为1.084 ×10-5 Pa·s ；临界温度为-82.57℃，临界压力为4.604MPa （表2-2）；热值约为37.6KJ/kg。
图 2-9 不同温度、不同矿化度条件下的甲烷溶解度与压力的关系
（部分数据源自庞雄奇，2003）
氮气是一种无色、无臭、无味的气体，微溶于水，0℃时1ml 水仅能溶解0.023ml 的氮气。在1个大气压，温度15.55℃时，其密度为1.182kg/m3，相对密度为0.967（表2-2）。
二氧化碳为无色、无臭、略具酸味气体。在大气压0.101325 MPa，温度0℃的标准状态下，二氧化碳的分子量为44.010，分子大小约为0.33~ 0.47nm；密度为1.858Kg /m3，相对密度为1.519，比空气重，突然喷出可使人窒息；动力粘度为1.466 ×10-5 Pa·s ；临界温度为31.06℃，临界压力为7.384MPa （表2-2）。
第五节
煤层气对环境的影响
甲烷是大气中主要的温室气体之一，对红外线的吸收能力很强。根据对包裹在冰核中气泡的气体成分研究。过去200~300年来，大气中甲烷浓度已增加一倍，从工业革命以前的0.6ppm~0.7ppm增至现在的1.7ppm （Tyler ，1991）。
甲烷对大气的化学及辐射特性有重要影响，从体积上，其温室效应是CO 2的20多倍。据估算，大气中甲烷浓度每增加1 ppm，可导致地球表面温度增加1℃（Donner ，1980）。
大气中的CH 4可与-OH 、O 3、H 2O 、HO x 、H 2、Cl 2及其它成分发生一系列化学反应，从而影响大气中的H 2O 和O 3的浓度及大气中总体氧化能力。大气中其它气体，如CH 3Cl 、CH 3Br 、CHClF 3、CH 2Cl 2和SO 2等含量，都直接或间接地受CH 4和-OH 浓度的影响。所有这些气体都影响大气的物理性质，增加的CH 4温室效应。
第六节 煤层气的利用
甲烷的临界温度为-82.57℃，这就是说，只要温度比-82.57℃高，不管将压力增加到多大，都不可能使甲烷变成液体；当温度等于-82.57℃，压力升高到4.6MPa 时，甲烷才开始变为液体。这意味着在一般温度条件（即大气温度）下，是不可能将甲烷液化的。因此，在常温下煤层气不能用作液化天然气（LNG ）工业的原料，但却是优质的压缩天然气（CNG ）工业的原料。低温条件下天然气的液化（LNG ）是一项重大的先进技术，液化后的体积只有同量气态天然气的1/625，从而极大地方便了煤层气的储存、运输和使用，已被许多国家和地区广泛采用。
煤层甲烷的最佳利用方案随地区不同而变化，取决于气体的数量和质量以及当地的能源市场。总之，煤层气的就地使用非常适合我国的国情。目前，统一的管道基础设施的缺乏制约了煤层气的大规模利用。
煤层气作为一种洁净能源代替褐煤、硬煤和焦炉煤气等，不仅环境性能好，而且热效率高。甲烷的热值为36.72KJ ／m 3。按热值计算，大致1000m 3甲烷相当于1t 标准煤。1250m 3甲烷相当于1t 石油，1m 3高浓度甲烷可发3度电。
1、化工原料
煤层气中的甲烷浓度很高，可与天然气混输，用于制造化工产品，如甲醛，甲醇、甲胺、尿素和碳黑等。甲醇用途最广，不仅是重要的化工原料，又是廉价的汽车燃料，“中国一号” 甲醇汽车被誉为“绿色汽车工程”，是我国汽车工业的一次革命。另外，甲醇可制成甲醇电池，应用于其它基础行业。
2、合成油
煤层气合成油（GTL ）由合成气、费—托合成和产品精制三部分组成。通过费—托法工艺将煤层气合成转化成含硫量小于1ug/g，芳香烃小于1%（体积百分比）、十六烷值大于70的柴油燃料。
3、工业与民用燃料
煤层气可用于发电、汽车燃料和居民生活用气等多个方面。煤层气经压缩后可由天然气管道系统输送。目前，我国已铺设的天然气管道达5902km ，主要分布在四川、广东、河北等。另外，“西气东输” 管道、陕西延安到北京的天然气管道都为煤层气开发预留了入口。从总体上看，中国绝大多数矿区都缺乏完整的天然气管道系统。目前主要通过汽车短距离运
输供给附近用户，如晋城地区将煤层气压缩到20MPa ，每车约装4500m 3标准气运送到城市用户。因此，中国适合于建设地方性管道系统。将煤层气供给居民，附近的工厂和公用事业单位，从而实现矿区的煤气化，改善当地的环境质量。在建造管道运输工程时，应考虑煤层气的输送成本、产地与市场的距离以及资源的开采年限。
我国煤矿使用的电主要由燃煤电厂提供，矸石电厂只提供少量电力。煤矿供热也主要以煤为能源。煤层气代替煤发电、供热不仅能减轻环境污染，而且能提高热效率。实用的煤层气发电技术可分为以下四种：
1）往复式发动机
包括火花点火式四冲程发动机和狄塞尔双燃料发动机。这种发动机热效率高，燃料气的入口压力低，但一次性投资高，维修费用昂贵。
2）燃气轮机
燃气轮机的燃料必须使用高压煤层气，高压煤层气可直接取自高压主管道或通过外部煤层气压缩机来提供。燃气轮机的工作效率高达30％。英国的拉斯顿TB5000燃气轮机，完全能燃用煤层气。燃气轮机排放气体中的大量余热可通过废热锅炉加以利用以满足供暖需要。燃气轮机的缺点是需要将燃气加压到1.8MPa 以上，煤层气的甲烷浓度应在40％以上。
3）汽轮机
汽轮机技术与其它技术相比，热动力效率较低，但该设备的运行十分可靠，服务年限长。在常压下，使用标准锅炉燃用煤层气来生产蒸汽，这种锅炉对煤层气的质量要求不高。
4）联合循环系统
联合循环是煤层气能源动力转换效率最高的一种方式。燃气轮机的排放气体温度高，含氧丰富，可直接送到预热锅炉生产蒸汽来驱动蒸汽轮机，这种联合循环系统可获得大约45％的热效率。
汽车是造成大气污染的重要污染源，它们排放CO 、碳氢化合物和氮氧化物。柴油车辆还排放颗粒物。随着车辆在中国的不断增加，作为主要燃料的石油将会变得越来越短缺。使用煤层气能减少车辆排出的污染物。因此，使用压缩甲烷作为燃料的经济和环境效益十分明显。
煤层气的民用主要包括矿区居民的炊事和供热以及矿区食堂、幼儿园、学校的公用事业用气。与人工煤气相比，煤层气的民用具有投资少和效益高的特点，它不需另建气源厂。供民用的煤层气一般含甲烷35%~40％，不含其他干馏有害杂质，无需复杂的净化工艺。因此，煤层气的民用已在各矿区迅速推行。