Question

煤成气成藏的基本条件

Answer 1

4.3.1 含煤盆地的构造热演化分析

4.3.1.1 构造热演化研究方法

各种类型的含煤盆地有其特有的地质演化历程，但是否能大量生成煤成气，生成的气体能否有效地聚集和保存下来，则主要取决于该盆地的构造热演化历史。镜质体反射率（R_o）法是常用的基本方法。

含煤盆地构造热演化史研究的关键在于恢复古地温，但我国沉降抬升型煤田众多，古温度计不连续，甚至遭受了较长时期的剥蚀。如沁水盆地，若仅用200多米厚的含煤地层中的地温计来恢复该煤田的古地温史显然是不科学的。有人采用过最高古地温法进行研究，但沁水煤田最高古地温持续时间短，难以使煤层达到现今的煤化程度。为避免镜质体反射率（R_o）法单纯自我验证和假定古地温梯度不变的弊端，可以加强以下两方面的研究。

1）对古地表温度的研究：采用了灰岩氧同位素定量计算和古纬度半定量验证的方法，再用岩相古地理和古生态研究作为补充，从而提高了可信度。在计算古地温梯度时，可近似地将古海水温度看做是沉积物的表层温度（即地表温度）。李明潮等（1991）计算出的太原西山石炭-二叠纪时的地表温度为30.7℃，与古地磁研究成果相一致。

2）对古地温梯度的研究：依据含煤地层基底起伏与地温梯度呈正相关关系的假设和地壳冷却观点，可将具有高热导率的奥陶纪碳酸岩视为“直接热源”，从而大大简化热源模型。利用地层厚度和现今地温梯度等参数，可恢复各地史时期的古地温梯度。经计算机模拟计算得知，如沁水盆地中部山西组底部最高古地温可达140℃，这与在霍州以东采集的太原组三层灰岩中牙形刺的色变指标所对应的温度（90～200℃，中值为145℃）基本一致。据此计算的R_o值与实测值基本吻合（表4.8）。可见，该方法在地热史研究中是行之有效的。

表4.8 山西沁水煤田山西组底面实测R_o，max与计算值R_o对比

4.3.1.2 主要生气期与构造的配置关系

含煤地层有机质的演化与生气是一个漫长的地质过程。一般认为，煤在低于50℃的受热条件下，温度对煤化作用的影响不明显。所以，可把50℃认定为有机质进入有效热演化的起始门限温度。在R_o低于0.5%的泥炭和褐煤阶段，由于含煤地层及上覆地层松软多水，缺乏良好的封闭能力，所生气体难以保存。所以，R_o为0.5%以前所形成的生物降解气，如果上覆沉积盖层或其他盖层不能及时封盖，多已逸散殆尽。

当含煤地层进入变质作用阶段后，则开始了热降解生气过程。国内外研究和实际勘探成果表明，随着热演化程度的升高，含煤地层有机质累计生气量愈来愈大。已发现的主要气田，其源岩的R_o值约为1.0%～1.7%。

据对我国主要含煤地层的构造热演化史分析得知，含煤地层大量生气时期一般是在含煤地层沉积后几千万年至一亿多年。当然，这与其所处的构造单元、地温场和埋藏条件等因素密切相关。地温梯度高，埋藏速率快的地区，所需时间就短；反之则长。图4.11表示了主要生气时期、构造的形成与储气的配置关系。

含煤地层中的有机质在漫长的热演化过程中，不同时期的生烃和排烃速度是不同的。构造形成期与煤成气生成、运移时期是否搭配合适，往往是决定煤成气形成气藏的关键。中国主要煤田的构造圈闭形成时期与生烃、排烃时期的搭配关系大致有以下3种型式。

图4.11 若干典型煤田的构造形成与生气配置关系

（据李明潮等，1990）

1—聚煤；2—生气；3—构造形成；4—构造与生气关系配置适当，有利于储气；5—构造与生气关系配置较适当，对储气较为有利；6—构造与生气关系配置不当，不利于储气

1）早成晚生型：是指构造形成时期早于主要生气时期，而后尚未被彻底破坏的一种搭配关系。常见于中生代含煤盆地，如阜新盆地东梁背斜就是一例。鄂尔多斯盆地、四川盆地中都发育有此类气藏。在“Y”型煤田中，豫北（东濮）煤田的石炭-二叠纪含煤地层在喜马拉雅运动时期形成圈闭（包括断块、背斜等）后发生二次生气作用，此时的气体可被已形成的构造所捕集。这种早成晚生的搭配属最佳配置关系。

2）共生型：这是一种在含煤地层大量生气的同时构造也在形成的类型，是一类较好的搭配关系，在准噶尔盆地、四川盆地中均有发育。

3）早生晚成型：属于典型的不配套情况，如沁水煤田的老君头、丰村等背斜构造，其形成于大量生气之后，已无法捕集到气，故多为“空构造”。

4.3.2 含煤地层的储集层特征

4.3.2.1 中国含煤地层储集层的基本特点

中国含煤地层煤成气储集层具有5个基本特点。

1）除个别浅海碳酸盐岩型煤田之外，我国大部分煤田含煤地层中的储集层均以各类砂体为主。

2）我国含煤地层中的砂岩储集层，总体特征为物理性质普遍较差，且时代愈老，物理性质愈差。物理性质相对较好的储集层主要发育于中生代的内陆聚煤盆地中，如阜新盆地和准噶尔盆地等。

3）对于时代较新、成岩作用不甚强烈的砂岩储集层，其物理性质的差异主要受沉积条件的控制。如阜新盆地的砂岩储集层主要为一套快速堆积物，储集岩均为不成熟砂岩，因而物理性质显示出明显的非均质性。对于时代较老、成岩作用改造强烈的砂岩储集层，影响其物理性质变化的因素主要为成岩作用，而沉积条件的控制已不明显。沉积条件只是通过岩石的成分和结构成熟度来影响成岩作用，进而影响砂岩孔隙的发育。我国华南、华北晚古生代含煤地层中的砂岩储集层，尽管其沉积条件千差万别，但物理性质却普遍显示出低孔渗或超低孔渗的特征，这正是成岩作用改造的结果。

4）我国晚古生代含煤地层中的砂岩几乎均为低孔渗-超低孔渗的致密砂岩，其孔隙度大多小于5%，渗透率尤以小于0.1 mD的占绝大多数。孔渗如此之低，若按以往国内外学者提出的储集层划分标准，此类砂岩肯定属非储集层无疑。但事实证明，类似这样的砂岩仍具储集天然气的能力。如在美国落基山的一些山间及山前盆地的早第三纪和晚白垩世致密砂岩中找到了大量的天然气，其含气砂岩的平均孔隙度为8%～10%，含水饱和度为50%以上，有效渗透率仅0.001 mD。我国也有一些油气产于渗透率很小的致密岩层之中（如中坝气田）。因此，这类砂岩应属仍具一定储气能力的低孔渗-超低孔渗的致密砂岩储集层。此类储集层中煤成气的渗滤通道主要为裂缝，因此所形成的具工业价值的气藏将以裂缝性气藏为主要形式。故在以致密储集层为主的含煤盆地中，应重视对储集层裂缝发育区的勘探。

5）煤层作为主要的气源岩，其内含有大量未被运移出母岩的煤层气，因而是含煤地层中特殊而又重要的储气层。大量的研究表明，煤层中显微孔隙非常发育，计有植物残余组织孔、原生粒间孔、晶间孔、各类溶蚀孔、气孔以及内生裂隙和构造裂隙等，煤层气即以吸附和游离状态储存其间。对于裂隙发育的煤层，如果封盖良好，还会成为煤层气的富集区。虽然煤层因其总厚有限、孔渗很低而不是含煤地层中的主要储集层，但对煤层的研究和开发利用还是有着特殊的重要意义。

4.3.2.2 储层储集空间特点

图4.12 砂岩储层裂缝特征（济阳孤北古2 井）

1）裂缝：岩层中的裂缝是煤成气储集的重要空隙类型，因此，必须首先研究各类岩层中的裂缝发育特征及分布规律。如济阳坳陷的下石盒子组、石千峰组等岩心均发育有裂缝，且未被充填，裂缝宽0.01～0.05mm，缝长10～20cm（图4.12）。孤北古1 井4125.6～4127.05 m 的石英砂岩发育 2条斜裂缝，缝长 50mm，缝宽 5mm，开启度100%。薄片资料显示，裂缝类型有压溶缝和构造裂缝两种，二者多共存，有效地改善了储层的储集物性。压溶缝为岩石在压实过程中沿碎屑颗粒边缘发生溶蚀作用而形成的裂缝，这些裂缝不穿岩石颗粒，展布多具定向性（图4.13，图4.14）。构造裂缝为因构造作用力而形成的裂缝，这些裂缝多穿过岩石颗粒，呈网状或其他不规则形状展布，但多以某一组或两组方向为主，延伸一般较长（图4.15）。

图4.13 德古4井石炭-二叠系砂岩中的裂隙特征（左：1938m；右：4315 m）

图4.14 压溶缝（义136井，3705.95m，单偏光100×）

图4.15 构造裂缝（义136 井，3702.52m，单偏光100×）

2）溶蚀孔：该类孔隙是一些地区煤成气储层发育的主要孔隙类型，包括有粒间溶孔、粒内溶孔及铸模孔（图4.16，图4.17）。如济阳坳陷的义132井3500.5 m铸体薄片显示该岩石中长石内被溶蚀成粒内溶孔，3597.6 m处有长石颗粒被全部溶蚀成铸模孔。粒间溶孔是最发育的溶蚀孔隙类型，其中上石盒子组奎山段砂岩储层中尤为发育。

3）粒间孔隙：粒间孔隙的成因包括原生和次生两种。如济阳地区石炭-二叠系砂岩成岩作用强烈，原生粒间孔保存较少，大部分的粒间孔隙是由于后期溶蚀作用形成的，如石英颗粒被交代溶蚀，呈锯齿状边缘，长石解理被方解石交代，方解石交代长石呈碎屑状假象，碳酸盐矿物交代粘土杂基，自生粘土交代碎屑物质，长石碎屑被溶蚀呈蜂窝状、残骸状等。白云石交代粘土杂基后，形成粗大、自形菱形晶体，这种现象可能发生于成岩作用的晚期。强烈的溶蚀作用可以形成大量的次生粒间孔隙和粒内孔隙，从而改善砂岩的储集性能。这种次生的粒间孔隙充填在粒间孔隙之间的杂基或胶结物后期经溶蚀作用形成。粒间溶孔是最发育的溶蚀孔隙类型（图4.18），在上石盒子组奎山段砂岩储层中尤为发育。

图4.16 粒内及粒间溶孔（义134 井，3509.42m，单偏光100×）

图4.17 颗粒溶孔（义136 井，3710.5 m，单偏光50×）

图4.18 砂岩内部溶蚀孔微孔

a—德古4井，×2000，黑色细砂岩，填隙物，内部微孔隙较发育；

b—德古2井，×2000，灰黑色细砂岩，填隙物，内部微孔发育

4）粒内孔隙：粒内孔隙全是次生成因。主要由长石、云母、岩屑及菱铁矿等不稳定颗粒内部溶蚀形成。主要发育在长石碎屑中，是长石颗粒沿解理面溶蚀产生的（图4.16）。若颗粒和晶体被完全或几乎完全溶蚀则形成铸模孔，铸模孔保留了原来颗粒的外形特征，其外层保存了一层泥质包壳，孔隙中间有时残留一些溶解残余物质。

5）微孔隙：系指长石、伊利石和绢云母被溶蚀后，所形成的高岭石之间的微孔隙，有片状、管状及不规则状等形态。

4.3.2.3 成岩作用对砂岩孔隙发育的影响

据大量岩石薄片的观察分析，我国含煤地层的砂岩普遍经历了复杂的成岩作用改造。成岩作用改造砂岩的过程，也是改造砂岩孔隙的过程，各种成岩作用对孔隙的发育均有着不同程度的影响。因而，对砂岩成岩作用的研究将有助于深刻了解砂岩储集层的形成过程，并为寻找孔隙发育地带提供依据。

通过对铸体薄片的观察分析，我国含煤地层的砂岩已大多不见原生孔隙，现今孔隙主要为次生溶蚀孔隙（包括被溶蚀扩大的原生孔隙）和杂基中的微孔隙，这正是受成岩作用影响的结果。促使原生孔隙逐渐消失的成岩作用，主要为压实作用，石英、长石的次生加大，碳酸盐的胶结和交代，以及长石的蚀变作用等，而次生孔隙则由溶蚀作用和粘土矿物的重结晶而形成。

（1）压实作用

机械压实作用对砂岩孔隙的影响是极为明显的。由于压实作用，砂岩的柔性组分多发生塑性变形，如长石和云母类的弯折变形，泥岩屑或其他软岩屑被挤入到硬碎屑之间变成“假杂基”，粘土矿物被挤入孔隙等；而碎屑颗粒则由点接触发展到线接触、凹凸接触进而达到缝合接触。塑性组分的充填与颗粒的紧密镶嵌接触，使得原生孔隙大幅度减少（图4.19）。

图4.19 压实作用对砂岩孔隙的影响

a—受压实和压溶影响，碎屑颗粒呈凹凸接触，裂纹发育（正交偏光，d＝3.0mm，孤北古3井，4162.2 m）；b—石英砂岩，碎屑颗粒紧密接触，碎屑颗粒呈线状-凹凸接触（正交偏光，d＝11.0mm，孤北古2井，3519.1 m）；c—碎屑颗粒紧密接触，刚性岩屑挤入泥质岩屑，呈凹凸接触，泥质岩屑呈假杂基状（正交偏光，d＝1.6mm，义136井，3706.2 m）；d—斜长石受挤压产生塑性变形双晶纹弯曲，正长石被压碎，形成粒内压裂孔（正交偏光，d＝3.0mm，义136井，3702.3 m）

压实作用的强度与沉积物原始成分和结构密切相关。华北二叠系砂岩多为长石砂岩、长石杂砂岩及长石岩屑砂岩，这些砂岩均含有较多的塑性组分和易碎颗粒，并有较多的粘土杂基，因而压实作用对其影响很大。压实强度也与沉积物的埋深密切相关。阜新盆地的砂岩均为不成熟砂岩，由于阜新组比沙海组埋深小，故其物理性质明显好于沙海组。

（2）石英、长石的次生加大

石英的次生加大是石英砂岩孔隙减少的主要因素。尽管压实作用对石英砂岩的影响较小，使其原生孔隙得以保存，但大量石英颗粒的存在却为石英的次生加大创造了条件。这是因为石英颗粒既是溶解硅的来源又是硅沉淀的基础，因而，石英砂岩多有次生加大现象。一般年代愈老，次生加大愈强烈。次生加大的增生石英充填了孔隙，致使原生孔隙大量减少（图4.20）。如我国湘中测水煤系的石英砂岩次生加大十分强烈，使砂岩变得十分致密；华北太原组石英砂岩孔隙度减小的原因也是如此。

图4.20 压溶作用

a—碎屑颗粒受压溶和次生加大呈缝合线状接触（正交偏光，d＝2.5mm，孤北古2井，3521.7m）；

b—碎屑颗粒呈缝合线状接触（正交偏光，d＝1.4mm，孤北古2井，3549.7m）

石英次生加大在其他砂岩中偶尔见有发育，其影响相对较小。研究发现，石英次生加大的发育程度与杂基含量有关，一般杂基含量较高的砂岩，其石英次生加大比较弱，这可能是因粘土基质的存在阻碍了石英增生的缘故。同时发现，石英次生加大与碳酸盐胶结呈互为消长的关系。石英与方解石可能有相反的溶解、沉淀条件；另外，大量的碳酸盐充填交代也可以破坏成岩早期的结构。因此，在碳酸盐含量高的薄片中，几乎没有石英增生现象。

长石的次生加大远不及石英明显，仅见于少数长石砂岩的薄片中。自生的长石伸入到粒间孔隙之中，堵塞了孔隙空间，这也是原生孔隙减少的因素之一。

（3）胶结和交代

碳酸盐的胶结和交代现象在我国含煤地层的砂岩中普遍存在。多期的充填胶结使砂岩原生孔隙大量消失，在一些薄片中可见碳酸盐矿物富集于粒间孔隙之中，碎屑颗粒呈点状接触或呈悬浮状，也可见到碳酸盐胶结物经成岩后期重结晶形成嵌晶结构。可以认为，这种砂岩的原始孔隙已不复存在。碳酸盐的交代作用主要发生在成岩晚期，以交代粘土矿物、长石以及石英为多见，也可见到沿云母解理交代的现象。粘土矿物交代碎屑颗粒也是普遍存在的交代现象（图4.21），强烈的交代可充填已形成的次生孔隙，这也是砂岩趋于致密的重要因素。

图4.21 粘土矿物交代碎屑颗粒（右侧）（义136井，3721.0 m）

（4）长石的蚀变

长石的蚀变现象极其普遍，大多为粘土化和绢云母化，其蚀变产物进入孔隙空间，亦可降低岩石的孔隙度。

（5）溶蚀作用

当埋深增加、地温达到生油门限值时，沉积物中的有机质发生热裂解，产生脱羧基反应释放出CO₂和H₂O，形成酸性溶液。这种酸性溶液既溶解碳酸盐，也溶解其他矿物（长石、粘土基质、岩屑及石英等），从而形成次生溶蚀孔隙。

溶蚀孔隙个体大小悬殊，特大者孔隙直径可超过周围碎屑颗粒的直径，小者仅几个微米；孔隙形态各异，既有边缘呈港湾状的粒间溶孔，又有呈蜂窝状或孤立孔洞状的粒内溶孔，亦可见到孔隙周缘仍有残留胶结物的胶结溶蚀孔，以及仍保持被溶蚀颗粒形态的铸模孔等。

影响次生溶孔发育的因素有：

1）砂岩的物质成分：成分成熟度及结构成熟度较高的砂岩，其次生孔隙一般发育较好。成熟度较低的砂岩在成岩早期受压实作用比较强烈，原生孔隙多被堵塞，地下水渗流不畅，不利于酸性溶液进入，因而溶蚀作用不易进行。我国含煤地层中原生孔隙所剩甚少、次生溶孔也不多见的砂岩储集层，即多为不成熟砂岩。

2）砂岩层附近或砂岩层上部的有机质丰度：一般有机质丰度较高者易产生次生溶孔。

3）砂岩的碳酸盐化过程：成岩中期一定强度的碳酸盐化有利于产生次生溶孔。很多砂岩中的次生孔隙并不是由碎屑或填隙物直接溶解而成的，而是经过碳酸盐化后再被酸性水溶解而成。但当碳酸盐化过于强烈时，几乎没有次生溶孔。因为在这种情况下，碳酸盐不仅交代了所有填隙物，也填充了一切孔隙空间，而且还交代碎屑颗粒，构成基底式胶结，不利于产生次生溶孔。晚期的碳酸盐化常沿次生孔隙充填交代，因而是次生孔隙减少的主要因素。

（6）自生粘土矿物

粘土矿物既有填塞孔隙的作用，又能产生晶间微孔隙。据电镜扫描分析，其晶间微孔的发育程度受控于粘土矿物的结晶程度，结晶程度愈高，则晶间微孔愈发育。如阳泉矿区太原组的部分石英砂岩，因有大量压实后的粒间残余孔，孔内沉淀的高岭石晶体粗大，故晶间微孔非常发育，观察铸体薄片，可见粘土基质内有被注入的有机玻璃而呈浸染状现象。由此可知，此类微孔隙仍具一定渗、储能力。

综合以上成岩作用对孔隙发育的影响，我们尝试将我国含煤地层砂岩的成岩作用和孔隙的演化，按砂岩的不同大体归结为两个模式（图4.22）。该模式表明，压实作用最早发生在未成熟期，对低成熟度砂岩影响强烈。压溶作用在低成熟度砂岩中不存在，仅发育于石英砂岩中，且作用微弱。石英增生发育在半成熟期，对石英砂岩影响明显。粘土矿物的转变及重结晶作用贯穿整个过程。碳酸盐的充填交代比较复杂，最早发生在未成熟期，大量的碳酸盐充填发生在半成熟期到成熟A期。溶蚀作用常紧接着碳酸盐化发生，主要发生在成熟A期。溶蚀作用产生了次生孔隙，而晚期碳酸盐的充填交代又使部分次生孔隙失去。

图4.22 砂岩成岩作用与孔隙演化略图

（仿Schmidt绘制，据李明潮等，1990）

4.3.3 生、储、盖层的组合型式、圈闭类型及其分布

4.3.3.1 生、储、盖层的组合型式

气藏的形成，不仅取决于生气层、储集层和盖层的存在与否及其各自的好坏程度，而且还取决于它们的相互联系和配置关系。据我国主要含煤盆地气体赋存的具体条件，生、储、盖层的组合型式可分为5种（图4.23）。

1）自生自储式：主要存在于沉降抬升型盆地中，是我国煤田的一种主要生、储、盖组合型式，如贵州六盘水煤田若干钻孔钻遇煤层时发生的气体喷出，就是这种组合型式的典型实例。一般来说，煤层的物理性质差，单孔产气量低，极难形成大型气藏，但对采区瓦斯的抽放利用是有现实意义的。

2）正常式：主要存在于沉降型盆地及古代开始沉积的沉降抬升型盆地中，如准噶尔盆地南缘坳陷的早、中侏罗世含煤地层，鄂尔多斯盆地边缘和北部以及开滦煤田的石炭二叠纪含煤地层。由于沉积的多旋回性，因而表现为多套的正常式组合。

3）侧变侧生式：发育于横向相变带及古陆的斜坡地带，如鄂尔多斯盆地各含煤地层、四川盆地晚三叠世含煤地层、阜新盆地晚侏罗世（含早白垩世）含煤地层、黔西晚二叠世含煤地层，以及沁水煤田石炭-二叠纪含煤地层等。

4）顶生式：存在于含煤地层的下伏灰岩中，如位于扬子准地台的沉降抬升型盆地中的湘中测水煤系生成的气，保存于下伏石磴子灰岩（C₁s）内。

图4.23 生、储、盖组合型式及分布

（据李明潮等，1990）

5）跨越式：主要发育于中生代开始沉积的沉降型盆地及“Y”型盆地中，生成层形成的气体通过断裂及其他裂缝系统，在垂向上作较长距离的运移，穿越了较厚的地层。如东濮坳陷就有此种组合型式的气藏。

4.3.3.2 我国煤成气的圈闭类型

我国目前发现的煤成气藏为数还不多，浅层煤成气藏则更少，如以1500 m深度为限，进行气藏的圈闭分类，就很难反映我国煤成气藏的圈闭规律。因此我们将已发现的煤成气藏（其中有些已超出我们的研究深度）的圈闭按成因进行了分类（表4.9）。

1）与褶皱作用有关的背斜圈闭：主要分布于沉降型盆地中，从地理位置上看，大都处于我国的中西部，如四川盆地形态各异的背斜，鄂尔多斯盆地边缘，西北诸中生代含煤盆地中的背斜构造带，均属此种圈闭。我国目前已发现的煤成气藏以此类最多。

2）与同沉积有关的背斜圈闭：一般形成时间早、面积大，是煤成气极为有利的聚集场所。阜新盆地的东梁-清河门背斜带气显示普遍，是很有希望的含气区。与阜新盆地在沉积和构造发展等方面相似的其他中生代开始沉积的“V”型盆地，是此种圈闭发育的有利地区。

表4.9 煤成气藏圈闭分类

3）与古地形隆起和差异压实作用有关的背斜圈闭：主要分布于华北地区。东濮文留气藏就是在古生界基岩隆起上自渐新世以来发展起来的背斜构造圈闭。

4）与逆掩断层有关的圈闭：往往与褶皱背斜相伴出现，常形成断层-背斜复合圈闭，其分布区域与褶皱背斜一般是一致的。

5）与正断层有关的圈闭：分布于我国东部的“Y”型盆地中，是华北地区一种重要的圈闭型式，由其形成的断块构造控制了油气的分布。

6）向斜圈闭：主要分布于南方地区，如扬子准地台上的含煤地层一般保存于向斜构造之中，这就为此种圈闭的发育提供了必要的地质条件。其中岩性变化对其形成起了重要作用，有些地区可能与水也有关系，如六盘水煤田的喷气钻孔一般位于河流附近，看来不是一种偶然现象，究竟水对圈闭的形成有多大作用，还有待进一步工作。

7）古潜山圈闭：在地质历史时期曾成为陆上或水下的古地形突起，在地表和地下水的作用下，经风化、剥蚀和淋滤溶解，使古地形突起的岩石产生众多孔洞和裂隙，以后在地壳下沉接受沉积的过程中，又为不渗透岩层不整合覆盖，从而成为油气聚集的有利场所。这一圈闭型式现已成为华北地区的另一种重要类型。

8）岩性圈闭：在含煤盆地中，含煤地层的岩性岩相变化大，决定了岩性圈闭具有普遍意义。在鄂尔多斯、阜新等盆地中部有此种圈闭发育。问题是其规模一般较小，不易发现，工作难度大。但是随着基础地质研究工作的深入及勘探手段的改进，将会有大量的岩性圈闭被发现。

建议进一步阅读

1.李明潮等.1990.中国主要煤田的浅层煤成气.北京：科学出版社

2.史训知.1987.煤成气的研究与发展.见：《煤成气地质研究》编委会.煤成气地质研究.北京：石油工业出版社