0 引言
煤岩气作为一种新型非常规天然气类型，不仅是中国未来天然气储量增长和产量提升的关键领域，而且对实现“双碳”战略目标具有重大意义，有助于推动节能减排［1-2］。自2015年起，我国煤岩储层内非常规天然气的研究热点逐渐从浅层转向深层，并在鄂尔多斯盆地东缘开展攻关研究试验［3］。在2020—2023年间，鄂尔多斯盆地煤岩气勘探开发取得了显著进展。中石油、中海油和中石化等公司分别在鄂尔多斯盆地部署了NL1H、JN1H、M172H、LX-62-CH1和YM1HF等钻井，并通过水平压裂测试获日产气（5~11）×104 m3［2，4］。目前，鄂尔多斯盆地已经形成了2个具有千亿立方米储量的煤岩气产业基地，分别位于盆地东缘的大宁吉县地区和神府地区，这充分证明了盆地东部具有巨大的煤岩气勘探开发潜力［5-6］。
天然气运移过程中出现的甲烷碳同位素分馏特征已成为判识气体赋存状态和评价含气性的重要地球化学方法。甲烷碳同位素分馏现象在传统煤层气和页岩气的钻井岩心现场解析过程和生产过程中均有发现［8-15］。胡国艺等［12］和王丹等［13］分别选取浅层煤岩开展现场解析实验，均发现煤岩解析气δ13C1值随解析时间增加持续增高，但是不同煤岩样品之间的解析气δ13C1值分馏程度差异大，且解析气δ13C1值随解析时间增加的增高趋势不同。然而，目前针对深层煤岩在现场解析过程中δ13C1值变化特征的研究仍然较为有限。众多学者尝试利用室内气体运移模拟实验方法从机理上解释气体运移过程中产生的甲烷碳同位素分馏现象。ZHANG等［16］发现甲烷碳同位素在非稳态条件下的扩散过程中会发生明显分馏，并且分馏程度随着页岩TOC含量增大而增强。XIA等［17］提出吸附/解吸过程会使得甲烷碳同位素出现明显分馏，并且指出脱气过程中温压降低会使得同位素分馏程度加剧。陶成等［18］认为解析气甲烷碳同位素分馏过程主要受到吸附气和游离气的相态转化以及二者混合比例动态演化的影响。李文镖等［19-20］将页岩解析气甲烷碳同位素分馏过程划分为4个阶段（游离气压差渗流、吸附—游离转换、吸附气解吸和浓度差扩散阶段）。需要注意的是，尽管煤岩气在气体赋存状态和开发方式上更趋近页岩气，使得页岩气运移过程中甲烷碳同位素变化特征和对应的分馏机理可以为煤岩气相关研究提供一定借鉴，但由于煤岩气的游离气/吸附气值，煤岩的有机质类型、含量以及孔隙结构特征等与页岩气和页岩之间仍然存在明显差异，因而不能直接完全套用。
基于此，本文研究旨在明确煤岩气在产出释放过程中游离气/吸附气值的动态变化，并探讨影响煤岩气赋存状态差异的主要因素。通过对鄂尔多斯盆地纳林河、米脂北和绥德地区共18口钻井岩心的本溪组8#煤岩气解析过程中甲烷碳同位素变化特征的对比分析，本文划分出了4种不同的煤岩气甲烷碳同位素解析曲线类型，并根据甲烷运移过程中碳同位素分馏模式，将煤岩气解析过程划分为3个阶段。在此基础上，结合煤岩的显微组成、成熟度、孔隙度和含气量等特征，本文初步探讨了导致煤岩气中游离气/吸附气值差异的控制因素。上述研究成果为煤岩气的甜点区探寻以及后期压裂开发提供了重要的科学依据和理论指导。
1 地质背景
鄂尔多斯盆地内含煤地层主要分布在伊陕斜坡和天环坳陷，具体为上石炭统本溪组、下二叠统太原组和山西组［图1（b）］。这3套含煤地层分布范围广、埋深差异大，沉积环境逐渐由海陆过渡相转变为陆相［7］。其中，本溪组为海陆过渡相沉积，含煤3层（8#、9#和10#煤岩）［图1（b）］。本文研究对象为本溪组8#煤岩，形成于受海水影响的近滨海平原潮坪环境，在全盆地稳定分布，剖面上连续性好，利于煤岩气大面积成藏［22］。本溪组8#煤岩厚度一般在6~16 m之间，平均厚度为7.8 m，其聚煤中心主要分布在乌审旗—横山—吴堡一线以北地区以及盆地东南部大宁地区［7］。该套煤层不仅是盆地最重要的区域标志层之一，也是煤岩气勘探的关键层位。本溪组8#煤岩以光亮煤、半光亮煤为主，主要呈均一原生块状，有利于压裂改造［6］。其有机碳含量为55.4%~80.3%，平均值为70.8%，总烃含量为（520~6 700）×10-6，平均值为2 540×10-6，有机质显微组分以镜质组为主，镜质组亚组分多为基质镜质体，R O值为1.2%~2.4%，处于高—过成熟阶段［7］。综上所述，本溪组8#煤岩有机质丰度大、生烃（气态烃）能力强、热演化程度高，为煤岩气形成提供了有利的物质基础。
2 样品特征与分析方法
本文研究对象为鄂尔多斯盆地纳林河、米脂北和绥德地区共18口钻井的上石炭统本溪组8#煤岩，钻井位置如图1（a）所示。不同钻井的本溪组8#煤岩岩心样品获取方式存在差异，包括保压取心、绳索取心、密闭取心和常规取心（表1）。本文研究中8#煤岩岩心样品的显微组分以镜质组为主，其含量为56.13%~94.97%，平均值为80.73%。其次为惰质组，含量为2.51%~43.86%，平均值为18.06%。壳质组和矿物组含量较低，分别为0~3.21%和0~3.20%（表1）。8#煤岩岩心样品均处于高—过成熟演化阶段，R O值范围为1.45%~2.94%（表1）。8#煤岩岩心样品孔隙度整体较高，为4.42%~8.60%（表1）。8#煤岩岩心样品含气量存在明显区域性差异。其中，绥德地区8#煤岩含气量最高，为24.27~52.78 m3/t，平均值为32.41 m3/t；其余依次为米脂北地区和纳林河地区，8#煤岩含气量分别为13.43~27.97 m3/t和11.22~19.18 m3/t，平均值分别为21.95 m3/t和15.29 m3/t（表1）。
表1 鄂尔多斯盆地不同地区上石炭统本溪组8#煤岩岩心样品显微组分、成熟度、孔隙度和含气量特征Table 1 Maceral, thermal maturity, porosity and gas content characteristics of core samples from Upper Carboniferous Benxi 8# coal rocks in different areas of Ordos Basin |
| 样品编号 | 地区 | 井号 | 取心方式 | 埋深/m | 层位 | 显微组分/% | Ro /% | 孔隙度 /% | 含气量 /（m3/t） | |||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 镜质组 | 壳质组 | 惰质组 | 矿物组 | |||||||||
| NLH2-8-6-1 | 纳林河 | NLH2 | 绳索取心 | 3 070.77~3 071.05 | 本溪组 | 83.10 | 1.02 | 15.88 | 0 | 1.45 | — | 14.90 |
| NLH3-8-3-1 | 纳林河 | NLH3 | 绳索取心 | 3 234.90~3 235.12 | 本溪组 | 85.74 | 0.81 | 13.44 | 0.01 | 1.49 | 7.08 | 11.22 |
| NLH4-8-3-2 | 纳林河 | NLH4 | 绳索取心 | 3 659.34~3 659.59 | 本溪组 | 77.25 | 0.82 | 21.93 | 0 | 2.68 | — | 19.18 |
| NLH5-8-5-2 | 纳林河 | NLH5 | 保压取心 | 3 187.08~3 187.41 | 本溪组 | 81.72 | 0 | 18.28 | 0 | 2.21 | 6.34 | 16.94 |
| NLH6-8-1-2 | 纳林河 | NLH6 | 密闭取心 | 3 391.05~3 391.25 | 本溪组 | 81.20 | 0 | 15.60 | 3.20 | 1.97 | 7.33 | 14.06 |
| MZB1-8-3-5 | 米脂北 | MZB1 | 保压取心 | 2 676.80~2 677.07 | 本溪组 | — | — | — | — | 1.81 | 7.13 | 20.86 |
| MZB2-8-4-2 | 米脂北 | MZB2 | 绳索取心 | 2 680.08~2 680.28 | 本溪组 | — | — | — | — | 1.82 | 6.20 | 21.50 |
| MZB3-8-8-2 | 米脂北 | MZB3 | 保压取心 | 2 659.80~2 660.09 | 本溪组 | — | — | — | — | 1.90 | — | 13.43 |
| MZB4-3-1 | 米脂北 | MZB4 | 保压取心 | 2 631.40~2 631.60 | 本溪组 | 56.13 | 0 | 43.86 | 0.01 | 2.20 | 8.41 | 25.41 |
| MZB5-8-3-1 | 米脂北 | MZB5 | 保压取心 | 2 841.23~2 841.49 | 本溪组 | 94.97 | 2.52 | 2.51 | 0 | 1.97 | 4.99 | 24.01 |
| MZB6-8-3-1 | 米脂北 | MZB6 | 密闭取心 | 3 010.10~3 010.40 | 本溪组 | 86.30 | 3.21 | 10.49 | 0 | 1.92 | 6.89 | 20.01 |
| MZB7-8-9-2 | 米脂北 | MZB7 | 绳索取心 | 2 744.63~2 744.93 | 本溪组 | 81.65 | 1.24 | 17.11 | 0 | 1.93 | 8.24 | 27.97 |
| MZB8-8-1-2 | 米脂北 | MZB8 | 绳索取心 | 3 159.84~3 160.10 | 本溪组 | 80.87 | 1.87 | 17.26 | 0 | 1.69 | 6.39 | 22.44 |
| SD1-8-2-1 | 绥德 | SD1 | 绳索取心 | 2 382.78~2 383.00 | 本溪组 | 80.87 | 1.87 | 17.26 | 0 | 2.35 | 7.85 | 27.50 |
| SD2-8-2-5 | 绥德 | SD2 | 保压取心 | 2 356.78~2 357.06 | 本溪组 | 80.04 | 0.2 | 19.33 | 0.43 | 2.49 | 4.42 | 27.54 |
| SD3-8-3-1 | 绥德 | SD3 | 常规取心 | 2 423.21~2 423.45 | 本溪组 | 73.93 | 0.81 | 25.25 | 0.01 | 2.73 | — | 24.27 |
| SD4-8-1-1 | 绥德 | SD4 | 密闭取心 | 2 471.40~2 471.62 | 本溪组 | — | — | — | — | 2.26 | — | 29.95 |
| SD5-8-2-1 | 绥德 | SD5 | 绳索取心 | 2 254.77~2 255.00 | 本溪组 | 80.81 | 0.2 | 18.99 | 0 | 2.94 | 8.60 | 52.78 |
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根据煤岩取心方式差异，煤岩气现场解析方法分别遵照《煤层气含量测定方法》（GB/T 19559—2021）、《煤层气含量测定 加温解吸法》（GB/T 28753—2012）、《煤岩含气量测定 保压取心测气法》（T/CI 267—2024）执行。之后将解析获取到的煤岩气送至中国石油天然气股份有限公司勘探开发研究院（廊坊园区）进行气体地球化学组成的测试分析。气体碳同位素检测在Geoisochem Picarro NGIA天然气同位素分析仪上完成。甲烷碳同位素分析精度为±0.5‰，碳同位素数据按国际标准换算成VPDB。煤岩解析气甲烷碳同位素测定遵照《地质样品有机地球化学分析方法 第2部分：有机质稳定碳同位素测定 同位素质谱法》（GB/T 18340.2—2010）执行。
3 讨论
3.1 煤岩气甲烷碳同位素解析曲线特征及类型划分
由图2可以看出，鄂尔多斯盆地内不同钻井本溪组8#煤岩岩心样品之间的解析气δ13C1值存在明显差异，但其均随着解析时间增加而呈逐渐增高的趋势。在煤岩气解析初始阶段，δ13C1值相对最低，处于-44.3‰~-30.2‰范围内。而煤岩气δ13C1值在解析末期变的最高，达到-25.6‰~-10.7‰。本溪组8#煤岩解析气末期与初期δ13C1差值Δ13C1（Δ13C1=δ13C1末期－δ13C1初期）高达12.6‰~22.5‰。
进一步观察发现，虽然整体上煤岩气δ13C1值随解析时间增加逐渐增高，但δ13C1在不同解析时间范围内的变化特征却存在差异（图2）。具体存在以下几种不同表现：①SD1井、SD3井和SD5井本溪组8#煤岩气δ13C1在解析时间为60~400 min时保持相对稳定，δ13C1值分别在-37.2‰~-36.0‰、-37.4‰~-34.9‰和-33.6‰~-33.1‰范围内波动［图2（a）］。之后，δ13C1值随着解析时间增加缓慢增高，Δ13C1值分别为20.4‰、17.7‰和16.6‰［图2（a）］；②MZB4井和MZB5井本溪组8#煤岩气δ13C1值在解析时间处于500~1 500 min范围内保持相对稳定，δ13C1值分别处于-30.0‰~-29.0‰和-32.1‰~-28.2‰范围内［图2（b）］。而δ13C1值在解析时间为1 500~3 000 min范围内快速增高至-17.7‰和-16.0‰［图2（b）］。但当解析时间超过2 000 min后，δ13C1值又出现轻微增高，Δ13C1值分别为1.4‰和0.9‰［图2（b）］；③MZB1井、MZB2井、MZB6井、MZB7井、MZB8井、NLH2井、NLH4井、NLH6井和SD4井本溪组8#煤岩气δ13C1随着解析时间增加持续增高，Δ13C1值分别为22.1‰、25.5‰、19.8‰、21.7‰、22.5‰、22.7‰、22.9‰、15.5‰和15.2‰［图2（c）］；④NLH3井、NLH5井、SD2井和MZB3井本溪组8#煤岩气δ13C1值在解析时间为100~3 500 min时持续增高，Δ13C1值分别为18.5‰、21.6‰、13.1‰和16.0‰［图2（d）］。之后，δ13C1随解析时间增加出现轻微增高，Δ13C1值分别为2.3‰、5.4‰、1.7‰和1.4‰［图2（d）］。
据此，可将煤岩气甲烷碳同位素解析曲线对应划分出4种类型：①Ⅰ型：δ13C1值先保持相对稳定再持续缓慢增高［图2（a）］；②Ⅱ型：δ13C1值先保持相对稳定，再快速增高至一定程度后出现轻微增高［图2（b）］；③Ⅲ型：δ13C1值持续增高［图2（c）］；④Ⅳ型：δ13C1值增高到一定程度后出现轻微增高［图2（d）］。还需注意的是，Ⅰ型解析曲线δ13C1值在前期保持稳定和后期缓慢增高2个阶段均具有较长的解析时间［图2（a）］；Ⅱ型解析曲线δ13C1值保持稳定所对应解析时间较短，并且之后δ13C1值在短时间内发生快速增高［图2（b）］；Ⅳ型解析曲线δ13C1值前期增高阶段存在2种趋势，分别为短时间快速增高（包括NLH5井、SD2井和MZB3井）和长时间缓慢增高（NLH3井）［图2（d）］。
在钻获煤岩岩心后的井筒提升和地面暴露过程中，由于外界温度和压力的变化会造成岩心内的气体发生逸散，使得煤岩气在岩心装罐进行现场解析前就已经出现一定程度的损失，进而影响解析气地球化学组成。但取心方式的差异造成岩心内气体量损失程度不同。其中，相较于常规取心和密闭取心方式，绳索取心可相对快速获取岩心样品，缩短气体损失时间。而保压取心相较于其他取心技术，可以使取出的岩心保持在原始地层压力状态，最大限度地减少岩心中气体损失程度。但由图2可以看出，煤岩气甲烷碳同位素解析曲线类型与煤岩取心方式之间无明显对应关系。例如，通过保压取心技术获取到的NLH1井、NLH5井、MZB1井、MZB3井、MZB4井、MZB5井和SD2井本溪组8#煤岩岩心样品，其同时包括Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型煤岩气甲烷碳同位素解析曲线（图2）。因此，造成上述煤岩气解析过程中甲烷碳同位素变化差异的主要原因更应该与煤岩本身性质或者煤岩气保存条件等地质因素有关，这部分内容将在本文3.3章节详细阐述。
3.2 煤岩气解析过程中甲烷碳同位素分馏模式
根据划分出的4种煤岩气甲烷碳同位素解析曲线类型，发现煤岩气解析过程中δ13C1值实质上存在3种变化现象，分别是δ13C1值随解析时间增加保持相对稳定、持续增高以及轻微增高。其中，δ13C1值保持相对稳定先于持续增高出现，轻微增高则在持续增高之后出现。因此，煤岩气解析过程中甲烷碳同位素完整变化过程实际上包括3个阶段，即“相对稳定（第一阶段）—持续增高（第二阶段）—轻微增高（第三阶段）”。其中，Ⅱ型δ13C1解析曲线同时具有上述3个阶段，Ⅰ型δ13C1解析曲线具有前2个阶段，Ⅳ型δ13C1解析类型具有后2个阶段，而Ⅲ型δ13C1解析曲线仅出现第二阶段。此外，Ⅰ型δ13C1解析曲线的第一阶段对应解析时间要明显大于Ⅱ型，Ⅲ型δ13C1解析曲线的第二阶段对应解析时间远高于其他3种类型δ13C1解析曲线。
煤岩气/页岩气解析过程中出现的甲烷碳同位素变化现象实质上是受到甲烷运移过程中的碳同位素分馏机理控制［16，17，20］。常规天然气井在开采过程中，烷烃气碳同位素通常保持相对稳定。相比之下，非常规煤岩气和页岩气井在开采时，其烷烃气碳同位素，尤其是甲烷碳同位素，会出现明显的变化［12-14］。这是因为常规碎屑岩或碳酸盐岩储层中的气体赋存方式明显有别于非常规致密储集层［20］。研究显示，常规天然气主要以游离态赋存于碎屑岩或碳酸盐岩储层，而煤岩气/页岩气中既包括游离气，同时还含有大量吸附于有机质和黏土矿物等基质上的吸附气［23-24］。通常认为，在孔径较大、吸附能力较弱的常规储层中，天然气的运移和释放主要通过以游离气的达西渗流为主，而在孔径较小、孔隙结构复杂和吸附能力较强的煤岩和泥页岩中，天然气的运移和释放则涉及多种过程，包括渗流、吸附/解吸和扩散等［19-20，25］。其中，吸附/解吸作用和扩散作用均可以造成甲烷在运移过程中发生碳同位素分馏［16-17，26］。
在煤岩气解析第一阶段，δ13C1值保持相对稳定，反映该阶段CH4的运移和释放主要呈游离态在压差驱动下以达西渗流为主［图3（a）—图3（b）］。室内甲烷运移模拟实验揭示出，解析初期的游离态甲烷在强压差驱动下发生的达西渗流基本不会出现碳同位素分馏现象［18-20，27］。因为达西渗流作用会使得同位素分子之间彼此频繁碰撞并形成整体，同位素不发生明显分馏［18］。此外，生产实际也表明，常规天然气井在开采过程中烷烃气的运移以达西渗流为主，因而烷烃气碳同位素保持相对稳定不变。因此，在煤岩气解析第一阶段，煤岩裂缝内以及由孔隙进入到裂缝内的游离态CH4在强大压差驱动下发生运移，由于游离态12CH4分子和13CH4分子基本同步位移，因而煤岩气甲烷碳同位素在该解析阶段保持相对稳定。
在煤岩气解析第二阶段，δ13C1值持续增高，这是受到气体吸附/解吸作用的影响［图3（a），图3（c）］。CH4在吸附/解吸过程中，由于13CH4分子的吸附势大于12CH4分子，使得前者相比后者具有优先吸附、滞后解吸的特点，从而造成甲烷碳同位素分馏［28］。XIA等［17］提出12C和13C的质量差使得前者具有较快的运移速率，这种运移速率差异造成CH4分子在吸附/解吸和扩散过程中发生了碳同位素分馏。因此，当孔径较小、孔隙结构复杂和吸附能力较强的煤岩进行现场解析时，质量较小的吸附态12CH4分子优先发生解吸形成游离气并释放出去，造成残余吸附气中13CH4分子所占比例增加，使得优先解吸出的气体δ13C1值较低，而随着解吸过程进行引起压力降幅增大，驱动吸附态13CH4分子也开始逐渐解吸并最终析出，导致解析气δ13C1值逐渐由轻增高。此外，扩散作用同样会造成甲烷碳同位素出现分馏。由于12CH4分子具有相对较高的扩散系数，因而扩散前缘的CH4气体相对富集12C［16］。换句话说，随着扩散程度加剧，扩散出的CH4气体中13CH4分子浓度逐渐增大，表现为扩散气体δ13C1值逐渐增高。但扩散作用引起的甲烷碳同位素分馏程度相比吸附/解吸作用明显较小［16-17］，这与本溪组8#煤岩气在解析第二阶段出现的强烈甲烷碳同位素分馏现象相矛盾。综上认为，在煤岩气解析第二阶段，随着煤岩气中大量游离气产出释放，岩心内压力逐渐下降，使得孔隙内吸附态CH4开始大量解吸并以游离态形式进入到裂缝中继而运移释放出来。由于13CH4分子具有更强的吸附能力，其解吸作用相对滞后于12CH4分子，导致部分12CH4分子优先解吸，13CH4分子滞后解吸，这会导致在第二阶段煤岩解析气δ13C1值出现先变低后持续增高的现象，这也在室内开展的页岩岩心饱和—解析实验中被广泛发现［19，27，29］。然而，在煤岩气解析第二阶段初期，并未出现解析气δ13C1值首先变低的现象（图2）。这可能是由于孔隙结构差异导致的煤岩相较于泥页岩具有更强的甲烷吸附能力。孟召平等［30］利用Langmuir方程定量分析和对比了高热演化富有机质页岩和高煤阶煤的甲烷吸附—扩散性能，发现高煤阶煤的甲烷吸附能力明显较高。李全中等［31］对比了煤、页岩和砂岩的甲烷吸附能力，发现煤对甲烷的吸附能力远大于页岩和砂岩。煤岩更强的吸附性使得在解吸初期仅有少量的吸附态12CH4分子发生解吸形成游离气，这部分解吸后的气体相比该时期游离气占比过低，因而导致煤岩解析气甲烷碳同位素组成在解析第一阶段末期至第二阶段初期仅出现轻微波动的现象，例如SD3井和MZB5井本溪组8#煤岩解析气（图2）。李文镖等［19］通过室内气体运移解耦实验同样发现，当降压初期仅有少量吸附能力较弱的吸附态12CH4分子解吸并释放时，甲烷碳同位素表观分馏曲线无法体现出吸附/解吸作用的影响。
在煤岩气解析第三阶段，随着吸附态CH4大量解吸并释放，岩心内游离气和吸附气含量大幅减少引起压力明显下降，过低的压差使得吸附气的吸附/解吸作用急剧减弱，因而该阶段主要为残余少量吸附态CH4发生缓慢解吸为主，并可能伴有浓度差驱动的扩散作用［图3（a），图3（d）］［19-20，27］。扩散作用导致的甲烷碳同位素分馏并不明显［16］。岩石的孔隙度和渗透率越低，天然气扩散引起的甲烷碳同位素分馏程度越明显［32］。而本研究中本溪组8#煤岩孔隙度较高，为4.42%~8.60%（表1）。并且，已有研究表明，鄂尔多斯盆地本溪组煤岩为具有基质孔隙和裂缝的双重孔隙介质，其中宏孔（孔径>50 nm）体积占比可高达28%~45%［5，7］。因此，在解析第三阶段，煤岩气δ13C1值并未发生明显增高［图3（a）］。
综上所述，煤岩气解析过程可分为3个阶段：①第一阶段：CH4呈游离态在压差驱动下以达西渗流为主，甲烷碳同位素不发生明显分馏；②第二阶段：解析初期的CH4同时包括游离态和吸附态，但随着解析过程不断进行，吸附态CH4占比增加，δ13C1值受到吸附/解吸作用控制导致逐渐增高；③第三阶段：岩心内残留少量吸附态CH4发生缓慢解吸为主，并可能伴有浓度差驱动下的扩散作用，δ13C1值发生轻微增高。本文基于煤岩气解析过程中δ13C1值变化特征划分出的3个阶段，与张政等［33］利用煤岩等温吸附实验以及解吸速率计算划分的煤岩气解吸阶段基本一致。张政等［33］认为在储层压力达到启动压力前，煤岩解吸率极低，煤岩气主要以游离气的形式产出，而当达到启动压力后，吸附气逐渐发生解吸，并在达到过渡压力时，吸附气开始大量解吸释放，直到储层压力达到敏感压力时，煤岩气已基本完全产出。其中，启动压力和敏感压力分别对应于本文基于煤岩气解析过程中δ13C1值变化特征划分出的3个阶段的界限值，而过渡压力则对应于第二阶段初期［图4（a）］。
图4 鄂尔多斯盆地煤岩气解析过程中甲烷碳同位素分馏模式（a）与煤岩气典型水平井生产曲线对应关系（b）（煤岩气典型水平井生产曲线图据文献［2］修改，启动压力、过渡压力和敏感压力来源于文献［34］）Fig.4 Relationship between the methane carbon isotope fractionation model and the production curve of typical horizontal well of coal rock gas in the Ordos Basin （the production curve of typical horizontal well of coal rock gas modified after Ref.［2］，and starting pressure， transition pressure and sensitive pressure are from Ref.［34］ ） |
煤岩气释放产出过程中游离气/吸附气值的动态变化与煤岩气的产量、开放方式等存在密切的关系［34］。煤岩气解析过程中δ13C1值变化特征揭示出，相较于以吸附态CH4为主的传统煤层气需要长期规模排水降压才可实现有效开发，煤岩气的游离气/吸附气值高，游离气增多补充了煤层自然产能。通过人工改善储层连通性后，游离气在强大压差下首先产出，之后随着储层压力降低，吸附气逐渐解吸、释放并向裂缝补给接替产出形成游离气，保持煤岩气井中后期高产和稳产，实现长期规模有效开发（图4）［2，5-7，20］。因此，定期观测煤岩气降压排采过程中气体δ13C1值的变化过程，可以大致推测出对应的煤岩气解析阶段，进而预测煤岩气的采出程度和气田寿命。
3.3 煤岩气中游离气/吸附气值差异成因探讨
基于前文分析可以明确，具有Ⅰ型和Ⅱ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩气因具有解析第一阶段，因而具有较高的游离气/吸附气值，而具有Ⅲ型和Ⅳ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩气则以吸附气为主。通过分析本溪组8#煤岩的δ13C1解析曲线类型与含气量之间相关关系，发现具有Ⅰ型δ13C1解析曲线的8#煤岩含气量明显最高，为24.27~52.78 m3/t，平均值为34.85 m3/t，其余依次为具有Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型δ13C1解析曲线的8#煤岩含气量，分别为24.01~25.41 m3/t、14.06~29.95 m3/t和11.22~27.54 m3/t，平均值分别为24.71 m3/t、21.21 m3/t和17.28 m3/t［图5（a）］。上述相关性反映出，煤岩气中游离气/吸附气值越高，煤岩含气量越大，这与鄂尔多斯盆地深部煤岩含气性好，煤岩气中游离气占比明显高于传统煤层气的地质实际相符合［5，7］。
具有Ⅰ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩具有显著较高的成熟度，R O值为2.35%~2.94%，平均值为2.67%［图5（b）］。而具有其余类型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩的成熟度相对较低，Ro值处于1.45%~2.68%，平均值为1.99%［图5（b）］。在煤岩生烃初期，Ⅲ型有机质以侧链基团脱基团作用为主，生气能力较差，煤岩气主要以吸附态赋存于煤岩中有机质表面［5，34］。而随着热成熟度增加，有机质通过大规模芳香核重排、缩聚，大量生气，使得煤岩中吸附气量达到饱和后，煤岩的孔隙和微裂缝内逐渐充填游离气，形成超饱和煤层［1，34］。R O室内热模拟实验结果揭示出，煤系烃源岩在成熟度处于2.5%~5.0%范围内依然可再生成20%以上的烷烃气，并且当成熟度R O达到约5.0%时仍保有一定生CH4能力［35-37］。因此，当煤岩处于生气期间，随着有机质热演化程度的提高，在煤岩中吸附气量达到饱和后，煤岩气中游离态CH4含量持续增加，游离气/吸附气值随之增高。值得注意的是，具有Ⅰ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩均分布在绥德地区［图5（b），表1］。相较于米脂北地区和纳林河地区，绥德地区上石炭统本溪组8#煤岩虽然埋深相对较浅，但成熟度整体最高（R O=2.26%~2.94%），这可能与中生代晚期早白垩世构造热事件有关［38-39］。鄂尔多斯盆地热岩石圈厚度恢复表明早白垩世岩石厚度明显减薄，地温梯度、热流值高，这种热异常导致盆地中南部不同层位烃源岩热演化程度普遍高于北部，进而增加了绥德地区本溪组8#煤岩的生烃量，使得煤岩气中游离气/吸附气值相应增高。
具有Ⅰ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩同时具有较大的孔隙度（7.85%~8.60%）［图5（c）］。目前普遍认为，吸附态气体分子主要赋存于有机质和黏土矿物微孔隙内，而游离态气体分子则更趋向于在孔径相对较大的孔隙空间以及微裂缝内储集以及运移［40-42］。鄂尔多斯盆地石炭系—二叠系煤岩孔隙研究发现，煤岩中微孔缝和宏孔缝均较为发育，呈典型孔隙—裂缝双重孔缝结构［5，7］。唐淑玲等［43］选取盆地东南部大宁—吉县区块二叠系太原组煤岩开展孔隙精细表征，发现当煤岩的孔隙度越大，煤岩中宏孔（孔径>50 nm）占比越高：当孔隙度超过9%时，宏孔占比高达63.47%~96.86%；孔隙度为7%~9%时，宏孔占比为12.35%~75.17%；而当孔隙度为4%~7%时，其宏孔占比降低至9.78%~36.76%。因此，当本溪组8#煤岩具有更大的孔隙度，不仅可以为煤岩气提供更大的储集空间，同时也为煤岩气中游离气占比增加提供了有利条件。然而，本溪组8#煤岩δ13C1解析曲线类型与煤岩的显微组分之间无明显相关性［图5（d）］。CLARKSON 等［44-45］研究发现，当热演化程度相近时，惰质组中介孔和宏孔含量较高，而镜质组中以微孔为主。这意味着煤中镜质组为吸附气提供了主要的吸附空间，而惰质组则是游离气的主要储集空间。但赵伟波等［6］发现鄂尔多斯盆地本溪组8#煤岩的镜质组含量与孔隙中大孔占比呈正相关关系，而大孔占比又与游离气含量之间存在较好的正相关性。赵伟波等［46］进一步分析了本溪组8#煤岩中显微组分亚组分与孔隙发育的关系，发现煤相学特征参数TPI（结构镜质体+均质镜质体+半丝质体+丝质体/基质镜质体+粗粒体+惰屑体）与大孔占比存在较为离散的正相关关系。前人研究结论的差异一方面可能与煤岩显微组分在镜下鉴定过程中易受到人为因素的干扰有关，另一方面可能受到煤岩的显微组分及其孔隙发育特征的强非均质性影响，这也导致本文更难以直观地通过相关性分析表征煤岩显微组分与煤岩气中游离气/吸附气值之间的关系。
从平面分布来看，具有Ⅰ型和Ⅱ型δ13C1解析曲线的本溪组8#煤岩气主要分布在绥德和米脂北地区。由于煤岩气具有源储一体的典型成藏特征，并且在赋存特征上与页岩气相似，含有一定量的游离气，气体保存条件对于煤岩气中游离气/吸附气值同样有重要控制作用［2］。封闭性好的顶底板组合可以保持地层压力，有效阻止或降低煤岩气逸散，使得煤岩储层形成压力封闭，游离气得到有效保存。若煤岩气保存条件差，会使得煤层中游离气大量散失，煤岩气则基本全部由残余吸附气组成，开采效益大减［1］。现有研究表明，鄂尔多斯盆地本溪组和上覆太原组储盖组合包括煤岩—灰岩、煤岩—泥岩和煤岩—砂岩［7］。其中，灰岩和泥岩盖层具有较低的渗透性和较高的突破压力，为良好封闭盖层。在鄂尔多斯盆地东部衡山—子洲—米脂一带和绥德东部地区，太原组为浅海沉积环境，底部发育庙沟灰岩［5］。如果灰岩盖层不发育大的孔缝导致其致密性变差的话，可作为下伏本溪组煤岩的优质盖层，这可能是造成本研究中绥德和米脂北地区部分钻井（SD1井、SD3井、SD5井、MZB4井和MZB5井）本溪组8#煤岩气δ13C1解析曲线呈Ⅰ型和Ⅱ型，即煤岩气中游离气/吸附气值较高的关键。
4 结论
（1）根据鄂尔多斯盆地本溪组8#煤岩解析过程中煤岩气δ13C1变化特征，将煤岩气δ13C1解析曲线划分为4种类型，分别为：①Ⅰ型：δ13C1值先保持相对稳定再持续缓慢增高；②Ⅱ型：δ13C1值先保持相对稳定，再快速增高至一定程度后继续轻微增高；③Ⅲ型：δ13C1持续增高；④Ⅳ型：δ13C1值增高到一定程度后继续轻微增高。
（2）结合煤岩气δ13C1解析曲线特征与CH4运移过程中碳同位素分馏机理，发现本溪组8#煤岩气解析过程包含3个阶段。第一阶段：CH4呈游离态在强压差驱动下以达西渗流为主，该阶段δ13C1值保持相对稳定；第二阶段：解析初期的CH4同时包括游离态和吸附态，但随着解析过程进行，岩心内压力下降引起吸附/解吸作用增强，吸附态CH4占比逐渐增加，该阶段δ13C1值持续增高；第三阶段：岩心内残留少量吸附态CH4发生缓慢解吸为主，并可能伴有浓度差驱动下的扩散作用，该阶段δ13C1值发生轻微增高。
（3）处于高—过成熟阶段的本溪组8#煤岩，当煤岩中吸附气量达到饱和后，随着热演化程度的增加和孔隙度的增大，煤岩生成和储集游离气的能力会增强，煤岩气中游离气/吸附气值也会提高、含气性更好。并且，优质的储盖组合可对煤岩储层形成压力封闭，游离气得到有效保存，使煤岩气具有较高的游离气/吸附气值。上述因素是造成绥德地区和米脂北地区部分钻井本溪组8#煤岩解析气具有较高游离气/吸附气值的关键。
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