生物气研究进展

生物气研究进展

天然气在许多国家的经济发展中发挥着重要作用（寨沙姆，2000；苏卞目尔，2003）。预计2020年天然气是世界上最常见的能源（法律和地理委员会，2002）。有机成因天然气主要有3种成因类型(Martinietal.,1998):(1)细菌甲烷成因气,即生物成因气,简称生物气;(2)煤或干酪根的热裂解成因气;(3)石油的二次裂解成因气。与煤或干酪根的热裂解以及石油的二次裂解成因气相比,人们对生物气的认识还比较少,研究的系统性、深度和广度也较差。随着天然气勘探开发形势的变化和认识的深入,生物气藏越来越受到重视(ShurrandRidgley,2002)。生物气不仅可以大量生成,还可以大规模地聚集成藏,因此,对生物气的进一步研究有着重要的理论和现实意义。作者重温有关生物气的文献,对生物气的成因和地球化学指标、勘探研究现状、形成机制和控制因素、含气系统,以及生物气分布和我国生物气藏的远景进行了较为系统的论述。1生物气起源和地球化学指标1.1生物成因甲烷和排污系统生物气是在低温条件下通过厌氧微生物分解有机物而生成的,以甲烷为主,含部分二氧化碳及少量氮气和其它微量气体组分(RiceandClaypool,1981)。广义的生物气指在微生物作用下生成的所有天然气,包括原生生物气和表生菌解气,不包括经历了生物氧化降解的天然气。原生生物气是有机质首先被发酵菌等微生物分解为H2、CO2以及CH3COOH,再由甲烷细菌将其转化为CH4,原生生物气未受次生作用影响。表生菌解气是煤层或油气藏被含硫酸根的地表水侵入,遭到轻微氧化时的产物,在其生长过程中,存在甲烷、乙烷和丙烷等烃类的生成作用。生物氧化降解气是已生成的油气中一部分烃类如丙烷、各种正构烷等被喜氧菌氧化掉而残留的气体,习惯上称之为生物降解气。明显的生物气出现在埋藏较浅、相当年轻的未成熟沉积物中(RiceandClaypool,1981),如陆相沼泽、稻田、淡水湖的缺氧底层、洼地淤积、海湾、冰碛以及硫酸盐还原带之下的海相沉积物等(Vilksetal.,1974;RashidandVilks,1977;Schoell,1983;Whiticaretal.,1986;Albertetal.,1998;OkyarandEdiger,1999);河漫滩、河口湾环境也是良好的生物气发育场所(Weveretal.,1998;Garcia-Giletal.,2002;林春明等,2005a;Linetal.,2005)。这些生物气富集甲烷,并且与石油无关,生物成因甲烷实际上是在这个阶段唯一大量生成的烃类(RiceandClaypool,1981;Schoell,1983;FloodgateandJudd,1992)。纯生物甲烷气藏的确存在,然而生物气与热成因气混合的现象同样也是普遍存在的,并且这种横向及垂向的混合比率可以定量化研究(贾承造等,2002)。在许多气田内,原生的热成因气存在于下部储层中,而生物气普遍出现在浅部。显然,成气系统的垂向充注是导致气源气体混合的控制性因素。生物成因甲烷的形成受一定地理条件和生态条件的控制(RiceandClaypool,1981)。首先,生产甲烷的微生物是厌氧微生物;第二,生物成因甲烷不会在有高浓度的溶解硫酸盐存在时大量聚集。这些条件使得生产甲烷的微生物和活动局限于上面所说的沉积环境中。甲烷产生在泥沼、沼泽、沼地中是很容易观察到的,因为它发生在沼泽表面附近并且呈气泡从沉积物中释放出来。在海相沉积物中,微生物的生长和细胞保养需要能量,这种能量由一系列共轭的氧化—还原反应使有机质发生代谢而获得。这些代谢作用产生包括甲烷在内的多种气体。海相沉积物中的硫酸盐还原主要是由埋藏在浅处的厌氧细菌的呼吸作用引起(RiceandClaypool,1981)。在溶解的硫酸盐几乎完全从间隙水中迁移以前,一般找不到大量生成甲烷的证据。在许多现代海洋环境中,只有当沉积物埋藏到几十米时,硫酸盐才完全消失。因此,开阔海洋沉积物中甲烷生成作用的地球化学效应难以观察到。但是,随着深海取心方法的出现,以及三维高分辨率地震技术的发展,现在已经可以获得有关海相沉积物中甲烷生成的性质、运移和聚集等方面的资料(Heggland,1997;Martensetal.,1998;Albertetal.,1998;OkyarandEdiger,1999)。1.2生物甲烷的构成鉴别生物气最有用的特征是它的化学成分和同位素组成。甲烷与乙烷及其以上烃的比值常常同甲烷的δ13C值一起来区分生物气与热解气。不同源、不同运移路径的天然气以及遭受细菌氧化的热解气混合可以使其组成和同位素数据发生显著的变化,在一个封闭的储集系统中,通过CO2减少而生成的生物气与热解气有着相似的δ13C值。两者重叠的程度取决于遭受细菌作用而减少的CO2的δ13C值(Martinietal.,1998)。目前,国内外大多数学者认为,生物气中甲烷含量在90%以上,乙烷以上的重烃含量微弱,并含少量N2和CO2,生物气δ13C1值一般小于-55‰(戴金星和陈英,1993;陈英等,1994),最小可到-110‰(Blair,1998),生物气富含轻碳同位素12C,这是厌氧微生物在甲烷生成时引起的分馏作用造成的(RiceandClaypool,1981)。甲烷氢同位素值为-190‰可作为区别陆相生物气(<-190‰)和海相生物气(>-190‰)的鉴别标准(Schoell,1980;1983)。Schoell(1980)认为生物甲烷在未遭受细菌化等次生因素影响的情况下,原生生物气的δ13C1值小于-64‰。之后他又对世界上不同沉积盆地约500个样品的分析数据进行了研究,发现研究区内海相生物成因甲烷的δ13C1值都在-60‰～-70‰,δD值为-170‰～-190‰;淡水环境中生成的生物甲烷的δ13C1值为-60‰～-40‰(Schoell,1983)。中国浙江沿海地区所有浅气田及其勘探区块和出气点等所取生物气样的化学组分特点是:甲烷含量在90%以上,含极少量的重烃及N2、CO2,甲烷碳同位素组成以富集轻碳同位素12C为特征,其甲烷碳同位素(δ13C1)值一般小于-66‰(Linetal.,2004)。2生物气的勘探及勘探工作长期以来,由于人们对生物气认识不足,认为其虽易在浅层沉积物中生成,但也易于散失,难以大量聚集成藏,经济效益低,不能与深层大气田相比,因此,国内外虽有发现,但也没有引起人们的足够重视。直到上世纪70～80年代,石油价格的不断上升及勘探技术的提高,使生物气藏的勘探开发呈现出投资少、见效快的特点,并逐渐引起人们的重视。国外相继发表了一些论文,从微生物学基础和地质地球化学特征方面,论述了生物气的生成机理和聚集条件,探讨了生物气的鉴别标志和远景储量(RiceandClaypool,1981)。20世纪90年代,人们对海洋沉积物中的气体成因、甲烷形成的微生物作用过程、气体地球化学特征、气体形成途径、气体运移特征和检测手段、成藏基本条件等给予更多注意,先后在ContinentalShelfResearch(1992,vol.12)、BulletinoftheGeologicalSociety(1994,vol.41)、GeomarineLetters(1994,vol.14)、MarineGeology(1997,vol.137)期刊上出版生物气专集进行探讨(FloodgateandJudd,1992;VanWeeringetal.,1997)。2002年3月,在美国休斯顿召开的AAPG年会上,生物气的形成与分布、资源潜力以及生物气与热成因气的鉴别方法是会议讨论的重点议题之一(贾承造等,2002)。由于生物气分布广泛,埋藏浅,依据现有技术手段在地质上可以预测,国外已将其列为研究和勘探的重要对象。世界范围内存在众多的白垩纪、古近纪和新近纪生物气藏,最重要的生产区是西西伯利亚地区(Martinietal.,1998;Littkeetal.,1999;ShurrandRidgley,2002)。埋藏较浅的全新世沉积物中的生物气也得到了一些地质学家的关注(Vilksetal.,1974;RashidandVilks,1977;Garcia-Giletal.,2002)。Heggland(1997)用三维地震检测了北海Sleipner地区生物气的存在和渗漏现象,他认为生物气聚集在泥火山口和地震烟窗之上的砂层中,气体聚集可能是在持续气体渗漏时期产生的,而且,海底沉积层呈低洼现象可能是由气体持续渗漏造成的,气体的渗漏是一个不连续的过程。OkyarandEdiger(1999)解释了黑海东南部土耳其Trabzon外大陆架高分辨率地震剖面上的声波混乱现象,认为它代表了全新世沉积物中的生物气聚集。Garcia-Gil等人(2002)分析了西班牙西北部RíadeVigo下切河谷全新世充填物中生物气在地震反射剖面上的特征。然而,把分布在全新世沉积物中、埋深小于100m的生物气作为单独勘探开发对象,运用系统的有针对性的技术,并发现了具工业性或商业性生物气田,获得一定经济效益的勘探工作还不多见(Linetal.,2004)。我国对生物气研究及勘探工作重视不够,除柴达木盆地、浙江外,其它地区并未开展过针对生物气的系统勘探工作(赵澄林等,1999;Linetal.,2004)。国内已发现的生物气多是其它油气勘探或开发的副产品。20世纪80年代我国对生物气进行了初步探讨,分析了生物气形成途径、鉴别标志、生成和聚集的控制因素等方面的问题(戚厚发和戴金星,1982;王明义,1982;张义纲和陈焕疆,1983),“七五”至“八五”期间,生物气的研究纳入国家科技攻关项目,主要从沉积学、地球化学、微生物学和天然气地质学方面,论述生物气的生成机理、形成和富集条件、地球化学特征和鉴别标志等(陈安定等,1991;张辉等,1992;梁家原等,1992;顾树松,1996;周翥虹等,1994;惠荣耀和连莉文,1994),取得了丰硕的成果,这一切对我国生物气勘探和成藏理论研究有着重要的意义。我国于1990年对全国30多个盆地和12个海相沉积区块的4种类型气,即煤成气、碳酸盐岩气、湖相腐泥伴生气及高熟—过熟气和生物气,采用统一的原则和方法—气发生率法,分别计算了其资源量(冯福等,1995)。但这些大都是针对1000多米深的生物气研究,尽管这些研究成果也涉及深度小于200m的生物气(主要表现在生物气的模拟实验过程中),然而其研究程度比较低,也不系统。目前对国内第四纪生物气进行较为系统研究地区的有柴达木盆地东部(顾树松,1996;周翥虹等,1994)、浙江沿海平原(陈英等,1994;蒋维三等,1997;林春明等,1997;Linetal.,2004)、长江三角洲(王明义,1982)、莺—琼盆地(邓鸣放和陈伟煌,1993)和洞庭湖盆地(黄泽新和罗小平,1996),其中具工业或商业产能的是柴达木盆地东部、莺—琼盆地和浙江沿海平原。云南昆明盆地新近纪—第四纪生物气也具有一定的开发前景(刘兴毅,2000)。最近张顺等人(2004)对松辽盆地大庆长垣以西和滨州线以北地区第四系进行研究后,认为该地区具有形成生物气藏的有利条件,可以组成多个生储盖组合,有利于生物气聚集成藏。3沉积环境和沉积物土壤细菌生物气是在低温条件下通过厌氧微生物分解有机物而生成的,以甲烷为主,含部分二氧化碳及少量氮气和其它微量气体组分。复杂有机质厌氧降解形成甲烷,是沉积物中多种微生物种群联合协调代谢活动的结果,最重要因素在于甲烷细菌的存在和碳水化合物的供给。甲烷细菌得以存在主要依赖发酵菌和硫酸盐还原菌分解有机质产生CO2、H2及CH3COOH来取得碳源与能源,甲烷细菌的新陈代谢过程(即自然界生物甲烷气的形成途径)主要有2种(Schoell,1980;RiceandClaypool,1981;Whiticaretal.,1986;Baylisetal.,1997),即:1)乙酸发酵CH3COOH→CH4↑+CO2↑2)CO2还原CO2+4H2→CH4↑+2H2OWhiticar等人(1986)认为,生物气的形成途径与沉积环境密切相关,不同沉积环境中形成的生物甲烷气的碳同位素组成有不同的分布范围。海相环境中的生物甲烷以CO2的还原作用为主要形成机制,生成甲烷的δ13C1平均值为-68‰;淡水环境中的生物甲烷以乙酸发酵为主要形成机制,生成甲烷的δ13C1值平均值为-59‰。2种不同沉积环境中形成的生物甲烷的δ13C1分界值,可大致划在-60‰(Whiticaretal.,1986)。国内一些学者的实验结果也证实上述观点(张辉等,1992),同时发现海相沉积物中甲烷细菌的组成非常单一,只有甲烷杆菌属,甲烷细菌的营养类型为H2/CO2;现代陆相沉积物和成岩早期沉积物中产甲烷细菌的种类比较复杂,包括了甲烷杆菌、甲烷八叠菌、甲烷短杆菌和甲烷球菌4个属,产甲烷细菌的营养类型为乙酸和H2/CO2;成岩中晚期沉积物产甲烷细菌的种类逐渐单一,以甲烷球菌属为主,代谢基质以H2/CO2为主。这可能说明,生物气的形成途径不仅与沉积环境密切相关,而且随深度而变化,即现代陆相沉积物和成岩早期沉积物中的甲烷既可由乙酸发酵而成,也可由CO2还原形成;成岩中晚期沉积物中的甲烷由CO2的还原作用形成。国外一些学者也一致认为,深度对生物气形成途径的影响,实质上可能反映了地质年龄、生气温度和微生物等因素对生物气形成作用的综合影响,即随埋深的增大(地质年龄的增大)在形成甲烷的同时,有机质本身的组分也不断发生改变,乙酸母源逐渐枯竭,乙酸发酵逐渐地被CO2还原作用所替代(RashidandVilks,1977;Mattavalletal.,1983)。戴金星和陈英(1993)在详细研究我国不同地区生物气后,也认为生物气的形成机制并不完全取决于沉积环境,CO2还原生成甲烷作用和乙酸发酵生成甲烷作用在海相与陆相环境中都可以存在。图1为至今奉为经典的富含有机质开阔海洋沉积环境的横剖面,它表明了微生物生态系统的演替。沉积因素和生态因素相互作用,形成了截然不同的生物地球化学作用带,自上而下为光合作用带、好氧带、厌氧硫酸盐还原带和厌氧碳酸盐还原带(甲烷生成带),每个带都有其相应的微生物群体(RiceandClaypool,1981)。在好氧微生物作用带中,当水中溶解的游离氧(特别是在快速沉积区)供应不足时,游离氧很快被消耗,这时好氧细菌就不能生存,而过渡为厌氧细菌生化作用。在好氧细菌生化作用结束后,则进入硫酸盐还原带,在该生化作用带中主要是硫酸盐还原菌以SO2−442-作为呼吸的电子受体,将SO2−442-还原成H2S。在富含硫酸盐的强还原环境中,H2优先还原SO2−442-,形成H2S,H2S对甲烷细菌有着明显的抑制作用并使有机质不易分解,因此,就不可能大量生成生物气。硫酸盐消耗殆尽后,则进入碳酸盐还原带,在该生化作用带中,甲烷细菌以CO2作为呼吸的电子受体,将CO2还原成甲烷。Martini等人(1996;1998)根据美国密歇根盆地(Michiganbasin)Antrim页岩中地层水与生物气化学组分和同位素的研究,认为微生物活动对甲烷的大量生成非常重要,80%以上的甲烷生成作用都有细菌参与。甲烷细菌仅仅在厌氧细菌分解的后期,即在另外的专性厌氧微生物分解完长链有机分子以后发生活动。甲烷细菌能依靠多样的微生物群落把复杂的有机化合物转化成它们能够新陈代谢的酶作用物。4生物气生成的前提条件生物气生成是由几个关键性因素控制的。缺氧、贫硫酸盐、低温、富含有机质和适合的细菌活动空间是生物成因甲烷形成的必要条件(RiceandClaypool,1981)。生物气生成与其所处的沉积环境、古气候、有机质类型和丰度、水介质性质、地质作用(包括构造沉降、沉积速率和海(湖)平面变化)、沉积时间等众多因素密切相关,它们相互作用、相互制约,共同控制生物气的形成(林春明和钱奕中,1997;张顺等,2004)。4.1有机质丰度与生物气的生成封闭还原环境是有机物向烃类转化必不可少的条件。甲烷细菌是专性厌氧菌,只有在缺氧的还原环境下才能生长。当其生存环境中氧的含量达到0.1%时,生长就会受到明显的抑制,适合甲烷细菌发育的氧化还原电位Eh为-540～-590mV。因此,在自然地质条件下,只有氧、硝酸盐和绝大部分硫酸盐被还原形成还原环境之后,甲烷细菌才能生长(王庭斌,2002)。生物气产率在淡水湖泊、沼泽环境为50～100/(m2·a),在大陆架是5～10g/(m2·a),在开阔海洋为0.012g/(m2·a)(张义纲和陈焕疆,1983),现代淤泥生物气模拟生成实验也证实了陆相(湖、河滨)淤泥比海相(滨海)淤泥产气率高(陆伟文和海秀珍,1991)。虽然微生物群落还可能利用其它形式的有机质,但是陆地植物碎屑仍然是代谢有机质的主要形式(NobleandHenk,1998)。已知的生物气发育区,就其气源岩有机质而言,大多数属于腐殖型或腐泥腐殖型。陈英等人(1994)也认为,自然界中的甲烷产率在水生草本植物茂盛的地区和有陆源草本植物供给的地区要比离岸较远的海区高,富含陆源有机组分的有机质是有利于生物气形成的重要母质类型之一,其中尤以草本植物丰富的腐殖型或腐泥腐殖型更为有利。草本植物、菌孢子和藻等水生生物对造就高产率水溶性有机物有利,草本植物和藻、菌等水生生物的C/N一般小于30,木本植物C/N大于40。C/N低,有利于细菌繁殖和利用,在20～40之间有利于甲烷的形成,如柴达木盆地东部第四纪和杭州湾地区第四纪气源岩母质都是以腐殖型和含腐泥腐殖型为主,C/N为15～46,平均小于30(周翥虹等,1994;林春明和钱奕中,1997),生成了大量的生物气。现代海洋环境观察表明,对甲烷生成作用和先于甲烷生成及保障甲烷生成的各种不同的代谢过程来说,有机质是必不可少的。为了保障海相沉积物中甲烷的生成,所需要的可代谢有机物最少应当相当于0.5%有机碳(RiceandClaypool,1981)。实验研究表明,沉积环境中的有机质含量与发酵细菌数量之间存在一定的相关性,即有机质的丰度越大,发酵细菌的数量也就越多(张辉等,1992)。Noble和Henk(1998)认为甲烷生成所需要的碳元素(如乙酸盐和二氧化碳)由其它的将复杂有机生物聚合物分解为简单分子的细菌作用过程中产生的。CO2的另一个可能来源为有机质的成岩反应。这些反应与干酪根的早期演化有关,并受温度的控制,其发生的深度超过了已知的微生物活动下限。深部的、非微生物反应生成的CO2对浅部沉积物中甲烷形成的相对贡献还没有定量化。但是,如果成岩CO2是甲烷生成的主要来源,那么寄主沉积物中沉积的有机质类型和数量,除了对活动微生物群体的最初支撑外,可能不重要。作者不排除Noble和Henk(1998)所说的深部成岩CO2是甲烷生成所需碳源的主要来源可能性,但就“对于生物气形成,沉积有机质的丰度、类型并不重要,沉积有机质丰富程度跟生物气的形成没有直接的关系”(张水昌等,2005)的说法是否正确,尚待商榷。作者认为生物甲烷的形成与有机质丰度有密切的关系,有机质丰度越高,生物气产量越高,只是与石油的形成相比,生物气生成对有机质丰度的要求较低。正如张厚福等人(1999)所说的,拥有丰富的原始有机质,特别是腐殖型和混合型有机质,是细菌活动所需碳源的物质基础。以杭州湾地区晚第四纪天然气为例,从地质、地球化学等方面看,该区天然气属于典型的原生生物气(林春明和钱奕中,1997;Linetal.,2004),该区也是一个研究生物气作用极好的天然实验室(Ridgley,2004,私人通信)。杭州湾地区浅海灰色淤泥质粘土平均有机碳0.40%,河漫滩—河口湾灰及灰黑色粘土平均有机碳0.64%,有机碳、氯仿“A”和总烃含量随深度增加(由浅海相→河漫滩—河口湾相)呈递增变化(图2;表1),在非气田区气源岩有机碳数值(图2左侧)比气田区要低(图2右侧)。杭州湾地区所有的商业性生物气均赋存在下切河谷内、被河漫滩—河口湾相而非浅海相气源岩包围的砂质透镜体中(Linetal.,2004),有机质含量的差别是造成这种现象的原因之一。总体来说,河漫滩—河口湾有机质的类型和丰度比浅海环境更有利于生物气的生成和聚集。另外,根据萧山地区采集的200多个土壤样品甲烷细菌实验分析,夹灶浅气田区域甲烷细菌含量最大(图3),与气藏的实际分布比较吻合(林春明等,1997;Linetal.,2004),在非浅气田区域甲烷细菌含量要小的多。4.2实验结果及分析温度是影响生物气形成的主要因素之一,但关于微生物活动的最大深度和温度目前尚没有明确定论。有人认为在地壳中从地表到地下3290m、甚至更深都有微生物存在(Kotelnikova,2002),如Mattavall等人(1983)报道,意大利北部波河盆地生物气的最大埋藏达4467m;美国密西西比州年代较新沉积物中的生物气埋深可达4600m(Schoell,1988)。试验表明,甲烷细菌出现的温度范围很宽,从喜寒性到强喜温条件均可,2～70℃均检测到其存在(Nozhevnikovaetal.,1997)。甲烷细菌在温度为4～45℃的环境中最活跃,最适宜值为35～42℃,温度对甲烷生成速度影响十分显著(张义纲和陈焕疆,1983)。对生物气而言,温度除了控制甲烷气在表层的生成速度外,还影响着甲烷的散失量。如果源岩沉积时气温偏低,则使浅表条件下甲烷的生成速度较低,有机质不被过早地消耗,同时使已生成的甲烷分子活动能力相对减弱,相对减小甲烷的散失量;源岩被快速掩埋后,气温变高(降水量变大)使未分解的有机质持水性增强,并大量腐烂分解成甲烷气。当源岩沉积时气温偏热,不利于抑制甲烷在浅表层的生成,生成的甲烷也因气温偏高及上覆水体压力低等因素大部分通过水体逸散到空气中;当源岩被埋藏后,可能因为部分有机质已被耗尽,使其甲烷产率变低(林春明和钱奕中,1997;张顺等,2004)。生物气生成演化模式中生物气生成量随着温度的升高由小到大、又由大逐渐变小,表明甲烷细菌存活及活性有相对高峰期,一般把生物气成气下限确定为80℃,主生气带为25～60℃(关德师等,1997)。4.3含盐度对甲烷细菌的影响甲烷细菌需要在含水的环境中生长,因此,水介质的矿化度和pH值对甲烷细菌生长繁殖产生直接影响。生物模拟实验表明,甲烷细菌在水矿化度不超过2000mg/L的盐水介质中发育良好,超过此值产率降低。甲烷细菌适于在中性的水中生长繁殖,适合生长范围在pH=5.9～8.4之间,最佳范围pH=6.5～8.0(林春明和钱奕中,1997;关德师等,1997),pH超过8.0时就受到抑制(DeLauneetal.,1986)。含盐度是控制微生物生成甲烷反应的另一个重要条件。3克分子或者更高的氯化物浓度能适合大多数细菌的生存,而高于4克分子实际上已经不存在甲烷的生成作用(Martinietal.,1998)。水介质含盐度小于0.4×104mg/L时甲烷细菌最活跃,产气率最高。高盐度条件下生物菌的活跃程度受到抑制,细菌总量随盐度的增高而减少,甲烷细菌个数也大体上与盐度呈消长关系;同时,生物气在地层水中的溶解度随盐度的增高而降低(李本亮等,2003)。在一些增强烃类再生反应中,地表水的侵入可能同时带来厌氧和喜氧细菌(Martinietal.,1998)。地表水的侵入首先可能氧化某些气态烃类(如乙烷、丙烷等),导致富甲烷、亏损δ13C的气体增多。当O2耗尽时,厌氧微生物就控制了储层。在SO2-4被喜硫细菌转移完后,生甲烷气细菌就开始消耗有机质和CO2生成甲烷。4.4沉积物的沉积作用构造沉降与海(湖)平面变化一起控制着沉积物的可容空间变化,构造沉降增加了可容空间;沉积速率直接控制有机质的沉积、保存和沉积体几何形态。持续沉降和快速沉积使沉积物中的有机质得以及时埋藏保存,避免遭受氧化破坏,能较快进入还原—强还原环境,同时也减弱了上覆水体中不断补给溶解硫酸盐,从而为微生物群落的生存与繁殖创造了有利的环境和物质条件;另一方面也有利于已生成的生物气免遭逸散,进而富集成藏(林春明和钱奕中,1997;张顺等,2004)。4.5晚石化地层和地层气藏对浅层生物气来说,甲烷气随沉积时间增加而增加这是不言而喻的。生物气模拟实验表明,甲烷气量随沉积时间增加,约在10000年急剧上升,对只有10000年地层,即使地层中残留含碳量为0.1%,若保存好,生成的甲烷气也足以形成有工业价值的油气藏(陆伟文和海秀珍,1991)。杭州湾沿海平原晚第四纪生物气藏的形成也不超过12000年(林春明等,1999;Linetal.,2005),晚第四纪地层总生气量就达到了2445.27×108m3(林春明等,2005b)。5tem体系含气系统(Gasbearingsystem)是指盆地(地区)的某一地质发展阶段(构造层),同一沉积体系中的若干源岩层、储集层与盖层的集合体(冯福等,1995)。5.1生物气生成系统Shurr和Ridgley(2002)详细研究了美国大平原北部的白垩系和密歇根北部的泥盆系页岩,认为在非常规生物气系统中烃源岩和储层十分接近,运移路径非常短,上覆地层很薄。生物气的生成有2个完全不同的过程,因此,他们首次将非常规生物气划分为早期生物气生成系统和晚期生物气生成系统,并对其进行了详细的论述。早期生物气生成系统是在源岩和储层沉积以后的很短时间内发生的,其以后的运移和聚集可以持续很长时间,因此,成藏的关键时期近似于源岩和储层沉积时期。美国大平原北部的碎屑岩和丹佛盆地的白垩纪储层中的气藏就是这类早期生物气生成系统的例子。我国杭州湾、长江三角洲地区晚第四纪生物气藏也属此类(林春明等,1997;Linetal.,2004)。晚期生物气生成系统是在源岩和储层沉积以后隔很长一段时间才生成的,其以后的运移和聚集时间很短,成藏的关键时期应为近代,现在天然气还在继续生成。美国密歇根盆地北缘泥盆系的裂缝型页岩气和保德河盆地的煤层气与较年轻的冰川活动有关,是晚期生物气生成系统的实例(ShurrandRidgley,2002)。我国柴达木盆地东部第四纪生物气藏可能也属此种类型。5.2生物成因下限的构造成矿作用早期生物气生成系统的有效烃源岩几何形态与储层几何形态相类似,呈席状分布,覆盖在盆地的产气区(图4A)。这类气藏的气体聚集范围大,与烃源层密切共生。最简单地说,广泛分布的地层单元自烃源岩和储集岩开始沉积和早期生成生物气以来一直处于生物成因下限的上面。图4A用示意图说明由此产生的连续或席状层的几何形态。地层2的下部目前处于盆地的生物成因下限的下面;然而,在早期生成时,即沉积后不久,该单元处于生物成因下限的上面。这是盆地在沉积和生成期间的古构造沉降造成的结果。晚期生物气生成系统(图4B)与早期生成含气系统的几何形状形成鲜明的对照,呈环状分布。密歇根盆地北部白垩系安特里姆页岩是晚期生成含气系统的原始模型。安特里姆页岩既是源岩又是储集岩。人们发现安特里姆层组及伴生的生物气藏呈环状分布,在其附近页岩在盆地边缘隐伏于冰川沉积物之下的页岩地下露头。生物气是在冰川作用期间和以后生成的,当时比较淡的水把微生物带到源岩层中,而该处的条件有利于细菌的生存(Martinietal.,1998)。地层水的含盐量是微生物活动的主要约束条件,从而确定了该层组生物成因下限的位置。由此产生的环状几何形态更多地受剥蚀和沉降的影响,它们实质上是沉积后的作用,而不是影响安特里姆页岩几何形态的古区域构造作用造成的。5.3生物甲烷的来源从地质历史来看,地下天然气的聚集往往是气体不断散失和源岩不断补充达到某种程度上相对平衡所造成的结果(郝石生等,1994)。生物气的散失更为突出,全世界每年由沼泽和稻田向大气释放的生物甲烷气约6000×108m3(DeLauneetal.,1986)。大气层中80%～90%的甲烷来自缺氧环境下的微生物活动,它是温室效应的主要气源之一(DeLauneetal.,1986;Whiticar,1999)。源岩生成的甲烷,除散失掉的以外,一般将被地层吸附、溶解于地层水中和以游离态存于储层中。生物甲烷开始生成时受地层水的溶解和粘土的吸附,大部分溶解在粘土层水中呈水溶态,当甲烷气在地层水中溶解达到饱和或者静水压力降低时,才会出现游离态。因此,当埋深加大后,粘土层的水被逐渐排出,尤以0～100m深时的排出水量最多(李明宅等,1995),水溶气随之被排出,由粘土层运移到砂层,既可向上运移又可向下运移;因下部粘土比上部粘土的压实程度略高些,故流体向上运移量要大。随着埋深继续增加,甲烷气的溶解度减小,使水溶气不断从水体中分离成为游离气,对游离气而言,其动力主要是浮力,随埋深增加和甲烷不断生成,逐渐突破粘土层毛细管阻力束缚,呈气泡或气团向上运移。气体首先聚集在砂体隆起部位或岩性尖灭封闭端,当气体来源丰富时才在低部位聚集,这可能就是生物气运移和聚集的过程。总体看,生物气聚集离生气层不远,没有经过长距离的运移。6生物气藏的分布与中国生物气藏的远野6.1加大生物气藏和油气生物气埋藏浅,分布广泛(图5),在加拿大、德国、意大利、西班牙、日本、前苏联、美国、中国等数十个国家都发现了具工业价值的生物气藏(RiceandClaypool,1981;ShurrandRidgley,2002;Garcia-Gil,etal.,2002)。生物气藏是非常规气藏的一种类型(ShurrandRidgley,2002),世界上发现的天然气储量中20%以上属于非常规生物气(RiceandClaypool,1981),甚至可达到25%～30%(Grunau,1984)。在美国、波兰和意大利存在不少生物气藏,其中墨西哥湾和阿拉斯加的库克湾是最重要的生物气田区(ShurrandRidgley,2002)。西西伯利亚盆地具有占世界储量1/3的巨大天然气资源,是生物气和热解气的混合气(Littkeetal.,1999)。非常规生物气藏一般存在于三角洲、大陆架和陆相等环境中,储层时代主要为白垩纪、古近纪、新近纪和第四纪(Vilksetal.,1974;Schoell,1983;OkyarandEdiger,1999),最老的是美国密执安盆地的中—晚泥盆