生物氣研究進展

天然氣在許多國家的經濟發展中發揮著重要作用（寨沙姆，2000；蘇卞目爾，2003）。預計2020年天然氣是世界上最常見的能源（法律和地理委員會，2002）。有機成因天然氣主要有3種成因類型(Martinietal.,1998):(1)細菌甲烷成因氣,即生物成因氣,簡稱生物氣;(2)煤或干酪根的熱裂解成因氣;(3)石油的二次裂解成因氣。與煤或干酪根的熱裂解以及石油的二次裂解成因氣相比,人們對生物氣的認識還比較少,研究的系統性、深度和廣度也較差。隨著天然氣勘探開發形勢的變化和認識的深入,生物氣藏越來越受到重視(ShurrandRidgley,2002)。生物氣不僅可以大量生成,還可以大規模地聚集成藏,因此,對生物氣的進一步研究有著重要的理論和現實意義。作者重溫有關生物氣的文獻,對生物氣的成因和地球化學指標、勘探研究現狀、形成機制和控制因素、含氣系統,以及生物氣分布和我國生物氣藏的遠景進行了較為系統的論述。1生物氣起源和地球化學指標1.1生物成因甲烷和排污系統生物氣是在低溫條件下通過厭氧微生物分解有機物而生成的,以甲烷為主,含部分二氧化碳及少量氮氣和其它微量氣體組分(RiceandClaypool,1981)。廣義的生物氣指在微生物作用下生成的所有天然氣,包括原生生物氣和表生菌解氣,不包括經歷了生物氧化降解的天然氣。原生生物氣是有機質首先被發酵菌等微生物分解為H2、CO2以及CH3COOH,再由甲烷細菌將其轉化為CH4,原生生物氣未受次生作用影響。表生菌解氣是煤層或油氣藏被含硫酸根的地表水侵入,遭到輕微氧化時的產物,在其生長過程中,存在甲烷、乙烷和丙烷等烴類的生成作用。生物氧化降解氣是已生成的油氣中一部分烴類如丙烷、各種正構烷等被喜氧菌氧化掉而殘留的氣體,習慣上稱之為生物降解氣。明顯的生物氣出現在埋藏較淺、相當年輕的未成熟沉積物中(RiceandClaypool,1981),如陸相沼澤、稻田、淡水湖的缺氧底層、洼地淤積、海灣、冰磧以及硫酸鹽還原帶之下的海相沉積物等(Vilksetal.,1974;RashidandVilks,1977;Schoell,1983;Whiticaretal.,1986;Albertetal.,1998;OkyarandEdiger,1999);河漫灘、河口灣環境也是良好的生物氣發育場所(Weveretal.,1998;Garcia-Giletal.,2002;林春明等,2005a;Linetal.,2005)。這些生物氣富集甲烷,并且與石油無關,生物成因甲烷實際上是在這個階段唯一大量生成的烴類(RiceandClaypool,1981;Schoell,1983;FloodgateandJudd,1992)。純生物甲烷氣藏的確存在,然而生物氣與熱成因氣混合的現象同樣也是普遍存在的,并且這種橫向及垂向的混合比率可以定量化研究(賈承造等,2002)。在許多氣田內,原生的熱成因氣存在于下部儲層中,而生物氣普遍出現在淺部。顯然,成氣系統的垂向充注是導致氣源氣體混合的控制性因素。生物成因甲烷的形成受一定地理條件和生態條件的控制(RiceandClaypool,1981)。首先,生產甲烷的微生物是厭氧微生物;第二,生物成因甲烷不會在有高濃度的溶解硫酸鹽存在時大量聚集。這些條件使得生產甲烷的微生物和活動局限于上面所說的沉積環境中。甲烷產生在泥沼、沼澤、沼地中是很容易觀察到的,因為它發生在沼澤表面附近并且呈氣泡從沉積物中釋放出來。在海相沉積物中,微生物的生長和細胞保養需要能量,這種能量由一系列共軛的氧化—還原反應使有機質發生代謝而獲得。這些代謝作用產生包括甲烷在內的多種氣體。海相沉積物中的硫酸鹽還原主要是由埋藏在淺處的厭氧細菌的呼吸作用引起(RiceandClaypool,1981)。在溶解的硫酸鹽幾乎完全從間隙水中遷移以前,一般找不到大量生成甲烷的證據。在許多現代海洋環境中,只有當沉積物埋藏到幾十米時,硫酸鹽才完全消失。因此,開闊海洋沉積物中甲烷生成作用的地球化學效應難以觀察到。但是,隨著深海取心方法的出現,以及三維高分辨率地震技術的發展,現在已經可以獲得有關海相沉積物中甲烷生成的性質、運移和聚集等方面的資料(Heggland,1997;Martensetal.,1998;Albertetal.,1998;OkyarandEdiger,1999)。1.2生物甲烷的構成鑒別生物氣最有用的特征是它的化學成分和同位素組成。甲烷與乙烷及其以上烴的比值常常同甲烷的δ13C值一起來區分生物氣與熱解氣。不同源、不同運移路徑的天然氣以及遭受細菌氧化的熱解氣混合可以使其組成和同位素數據發生顯著的變化,在一個封閉的儲集系統中,通過CO2減少而生成的生物氣與熱解氣有著相似的δ13C值。兩者重疊的程度取決于遭受細菌作用而減少的CO2的δ13C值(Martinietal.,1998)。目前,國內外大多數學者認為,生物氣中甲烷含量在90%以上,乙烷以上的重烴含量微弱,并含少量N2和CO2,生物氣δ13C1值一般小于-55‰(戴金星和陳英,1993;陳英等,1994),最小可到-110‰(Blair,1998),生物氣富含輕碳同位素12C,這是厭氧微生物在甲烷生成時引起的分餾作用造成的(RiceandClaypool,1981)。甲烷氫同位素值為-190‰可作為區別陸相生物氣(<-190‰)和海相生物氣(>-190‰)的鑒別標準(Schoell,1980;1983)。Schoell(1980)認為生物甲烷在未遭受細菌化等次生因素影響的情況下,原生生物氣的δ13C1值小于-64‰。之后他又對世界上不同沉積盆地約500個樣品的分析數據進行了研究,發現研究區內海相生物成因甲烷的δ13C1值都在-60‰～-70‰,δD值為-170‰～-190‰;淡水環境中生成的生物甲烷的δ13C1值為-60‰～-40‰(Schoell,1983)。中國浙江沿海地區所有淺氣田及其勘探區塊和出氣點等所取生物氣樣的化學組分特點是:甲烷含量在90%以上,含極少量的重烴及N2、CO2,甲烷碳同位素組成以富集輕碳同位素12C為特征,其甲烷碳同位素(δ13C1)值一般小于-66‰(Linetal.,2004)。2生物氣的勘探及勘探工作長期以來,由于人們對生物氣認識不足,認為其雖易在淺層沉積物中生成,但也易于散失,難以大量聚集成藏,經濟效益低,不能與深層大氣田相比,因此,國內外雖有發現,但也沒有引起人們的足夠重視。直到上世紀70～80年代,石油價格的不斷上升及勘探技術的提高,使生物氣藏的勘探開發呈現出投資少、見效快的特點,并逐漸引起人們的重視。國外相繼發表了一些論文,從微生物學基礎和地質地球化學特征方面,論述了生物氣的生成機理和聚集條件,探討了生物氣的鑒別標志和遠景儲量(RiceandClaypool,1981)。20世紀90年代,人們對海洋沉積物中的氣體成因、甲烷形成的微生物作用過程、氣體地球化學特征、氣體形成途徑、氣體運移特征和檢測手段、成藏基本條件等給予更多注意,先后在ContinentalShelfResearch(1992,vol.12)、BulletinoftheGeologicalSociety(1994,vol.41)、GeomarineLetters(1994,vol.14)、MarineGeology(1997,vol.137)期刊上出版生物氣專集進行探討(FloodgateandJudd,1992;VanWeeringetal.,1997)。2002年3月,在美國休斯頓召開的AAPG年會上,生物氣的形成與分布、資源潛力以及生物氣與熱成因氣的鑒別方法是會議討論的重點議題之一(賈承造等,2002)。由于生物氣分布廣泛,埋藏淺,依據現有技術手段在地質上可以預測,國外已將其列為研究和勘探的重要對象。世界范圍內存在眾多的白堊紀、古近紀和新近紀生物氣藏,最重要的生產區是西西伯利亞地區(Martinietal.,1998;Littkeetal.,1999;ShurrandRidgley,2002)。埋藏較淺的全新世沉積物中的生物氣也得到了一些地質學家的關注(Vilksetal.,1974;RashidandVilks,1977;Garcia-Giletal.,2002)。Heggland(1997)用三維地震檢測了北海Sleipner地區生物氣的存在和滲漏現象,他認為生物氣聚集在泥火山口和地震煙窗之上的砂層中,氣體聚集可能是在持續氣體滲漏時期產生的,而且,海底沉積層呈低洼現象可能是由氣體持續滲漏造成的,氣體的滲漏是一個不連續的過程。OkyarandEdiger(1999)解釋了黑海東南部土耳其Trabzon外大陸架高分辨率地震剖面上的聲波混亂現象,認為它代表了全新世沉積物中的生物氣聚集。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氣在地震反射剖面上的特征。然而,把分布在全新世沉積物中、埋深小于100m的生物氣作為單獨勘探開發對象,運用系統的有針對性的技術,并發現了具工業性或商業性生物氣田,獲得一定經濟效益的勘探工作還不多見(Linetal.,2004)。我國對生物氣研究及勘探工作重視不夠,除柴達木盆地、浙江外,其它地區并未開展過針對生物氣的系統勘探工作(趙澄林等,1999;Linetal.,2004)。國內已發現的生物氣多是其它油氣勘探或開發的副產品。20世紀80年代我國對生物氣進行了初步探討,分析了生物氣形成途徑、鑒別標志、生成和聚集的控制因素等方面的問題(戚厚發和戴金星,1982;王明義,1982;張義綱和陳煥疆,1983),“七五”至“八五”期間,生物氣的研究納入國家科技攻關項目,主要從沉積學、地球化學、微生物學和天然氣地質學方面,論述生物氣的生成機理、形成和富集條件、地球化學特征和鑒別標志等(陳安定等,1991;張輝等,1992;梁家原等,1992;顧樹松,1996;周翥虹等,1994;惠榮耀和連莉文,1994),取得了豐碩的成果,這一切對我國生物氣勘探和成藏理論研究有著重要的意義。我國于1990年對全國30多個盆地和12個海相沉積區塊的4種類型氣,即煤成氣、碳酸鹽巖氣、湖相腐泥伴生氣及高熟—過熟氣和生物氣,采用統一的原則和方法—氣發生率法,分別計算了其資源量(馮福等,1995)。但這些大都是針對1000多米深的生物氣研究,盡管這些研究成果也涉及深度小于200m的生物氣(主要表現在生物氣的模擬實驗過程中),然而其研究程度比較低,也不系統。目前對國內第四紀生物氣進行較為系統研究地區的有柴達木盆地東部(顧樹松,1996;周翥虹等,1994)、浙江沿海平原(陳英等,1994;蔣維三等,1997;林春明等,1997;Linetal.,2004)、長江三角洲(王明義,1982)、鶯—瓊盆地(鄧鳴放和陳偉煌,1993)和洞庭湖盆地(黃澤新和羅小平,1996),其中具工業或商業產能的是柴達木盆地東部、鶯—瓊盆地和浙江沿海平原。云南昆明盆地新近紀—第四紀生物氣也具有一定的開發前景(劉興毅,2000)。最近張順等人(2004)對松遼盆地大慶長垣以西和濱州線以北地區第四系進行研究后,認為該地區具有形成生物氣藏的有利條件,可以組成多個生儲蓋組合,有利于生物氣聚集成藏。3沉積環境和沉積物土壤細菌生物氣是在低溫條件下通過厭氧微生物分解有機物而生成的,以甲烷為主,含部分二氧化碳及少量氮氣和其它微量氣體組分。復雜有機質厭氧降解形成甲烷,是沉積物中多種微生物種群聯合協調代謝活動的結果,最重要因素在于甲烷細菌的存在和碳水化合物的供給。甲烷細菌得以存在主要依賴發酵菌和硫酸鹽還原菌分解有機質產生CO2、H2及CH3COOH來取得碳源與能源,甲烷細菌的新陳代謝過程(即自然界生物甲烷氣的形成途徑)主要有2種(Schoell,1980;RiceandClaypool,1981;Whiticaretal.,1986;Baylisetal.,1997),即:1)乙酸發酵CH3COOH→CH4↑+CO2↑2)CO2還原CO2+4H2→CH4↑+2H2OWhiticar等人(1986)認為,生物氣的形成途徑與沉積環境密切相關,不同沉積環境中形成的生物甲烷氣的碳同位素組成有不同的分布范圍。海相環境中的生物甲烷以CO2的還原作用為主要形成機制,生成甲烷的δ13C1平均值為-68‰;淡水環境中的生物甲烷以乙酸發酵為主要形成機制,生成甲烷的δ13C1值平均值為-59‰。2種不同沉積環境中形成的生物甲烷的δ13C1分界值,可大致劃在-60‰(Whiticaretal.,1986)。國內一些學者的實驗結果也證實上述觀點(張輝等,1992),同時發現海相沉積物中甲烷細菌的組成非常單一,只有甲烷桿菌屬,甲烷細菌的營養類型為H2/CO2;現代陸相沉積物和成巖早期沉積物中產甲烷細菌的種類比較復雜,包括了甲烷桿菌、甲烷八疊菌、甲烷短桿菌和甲烷球菌4個屬,產甲烷細菌的營養類型為乙酸和H2/CO2;成巖中晚期沉積物產甲烷細菌的種類逐漸單一,以甲烷球菌屬為主,代謝基質以H2/CO2為主。這可能說明,生物氣的形成途徑不僅與沉積環境密切相關,而且隨深度而變化,即現代陸相沉積物和成巖早期沉積物中的甲烷既可由乙酸發酵而成,也可由CO2還原形成;成巖中晚期沉積物中的甲烷由CO2的還原作用形成。國外一些學者也一致認為,深度對生物氣形成途徑的影響,實質上可能反映了地質年齡、生氣溫度和微生物等因素對生物氣形成作用的綜合影響,即隨埋深的增大(地質年齡的增大)在形成甲烷的同時,有機質本身的組分也不斷發生改變,乙酸母源逐漸枯竭,乙酸發酵逐漸地被CO2還原作用所替代(RashidandVilks,1977;Mattavalletal.,1983)。戴金星和陳英(1993)在詳細研究我國不同地區生物氣后,也認為生物氣的形成機制并不完全取決于沉積環境,CO2還原生成甲烷作用和乙酸發酵生成甲烷作用在海相與陸相環境中都可以存在。圖1為至今奉為經典的富含有機質開闊海洋沉積環境的橫剖面,它表明了微生物生態系統的演替。沉積因素和生態因素相互作用,形成了截然不同的生物地球化學作用帶,自上而下為光合作用帶、好氧帶、厭氧硫酸鹽還原帶和厭氧碳酸鹽還原帶(甲烷生成帶),每個帶都有其相應的微生物群體(RiceandClaypool,1981)。在好氧微生物作用帶中,當水中溶解的游離氧(特別是在快速沉積區)供應不足時,游離氧很快被消耗,這時好氧細菌就不能生存,而過渡為厭氧細菌生化作用。在好氧細菌生化作用結束后,則進入硫酸鹽還原帶,在該生化作用帶中主要是硫酸鹽還原菌以SO2?442-作為呼吸的電子受體,將SO2?442-還原成H2S。在富含硫酸鹽的強還原環境中,H2優先還原SO2?442-,形成H2S,H2S對甲烷細菌有著明顯的抑制作用并使有機質不易分解,因此,就不可能大量生成生物氣。硫酸鹽消耗殆盡后,則進入碳酸鹽還原帶,在該生化作用帶中,甲烷細菌以CO2作為呼吸的電子受體,將CO2還原成甲烷。Martini等人(1996;1998)根據美國密歇根盆地(Michiganbasin)Antrim頁巖中地層水與生物氣化學組分和同位素的研究,認為微生物活動對甲烷的大量生成非常重要,80%以上的甲烷生成作用都有細菌參與。甲烷細菌僅僅在厭氧細菌分解的后期,即在另外的專性厭氧微生物分解完長鏈有機分子以后發生活動。甲烷細菌能依靠多樣的微生物群落把復雜的有機化合物轉化成它們能夠新陳代謝的酶作用物。4生物氣生成的前提條件生物氣生成是由幾個關鍵性因素控制的。缺氧、貧硫酸鹽、低溫、富含有機質和適合的細菌活動空間是生物成因甲烷形成的必要條件(RiceandClaypool,1981)。生物氣生成與其所處的沉積環境、古氣候、有機質類型和豐度、水介質性質、地質作用(包括構造沉降、沉積速率和海(湖)平面變化)、沉積時間等眾多因素密切相關,它們相互作用、相互制約,共同控制生物氣的形成(林春明和錢奕中,1997;張順等,2004)。4.1有機質豐度與生物氣的生成封閉還原環境是有機物向烴類轉化必不可少的條件。甲烷細菌是專性厭氧菌,只有在缺氧的還原環境下才能生長。當其生存環境中氧的含量達到0.1%時,生長就會受到明顯的抑制,適合甲烷細菌發育的氧化還原電位Eh為-540～-590mV。因此,在自然地質條件下,只有氧、硝酸鹽和絕大部分硫酸鹽被還原形成還原環境之后,甲烷細菌才能生長(王庭斌,2002)。生物氣產率在淡水湖泊、沼澤環境為50～100/(m2·a),在大陸架是5～10g/(m2·a),在開闊海洋為0.012g/(m2·a)(張義綱和陳煥疆,1983),現代淤泥生物氣模擬生成實驗也證實了陸相(湖、河濱)淤泥比海相(濱海)淤泥產氣率高(陸偉文和海秀珍,1991)。雖然微生物群落還可能利用其它形式的有機質,但是陸地植物碎屑仍然是代謝有機質的主要形式(NobleandHenk,1998)。已知的生物氣發育區,就其氣源巖有機質而言,大多數屬于腐殖型或腐泥腐殖型。陳英等人(1994)也認為,自然界中的甲烷產率在水生草本植物茂盛的地區和有陸源草本植物供給的地區要比離岸較遠的海區高,富含陸源有機組分的有機質是有利于生物氣形成的重要母質類型之一,其中尤以草本植物豐富的腐殖型或腐泥腐殖型更為有利。草本植物、菌孢子和藻等水生生物對造就高產率水溶性有機物有利,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,有利于細菌繁殖和利用,在20～40之間有利于甲烷的形成,如柴達木盆地東部第四紀和杭州灣地區第四紀氣源巖母質都是以腐殖型和含腐泥腐殖型為主,C/N為15～46,平均小于30(周翥虹等,1994;林春明和錢奕中,1997),生成了大量的生物氣。現代海洋環境觀察表明,對甲烷生成作用和先于甲烷生成及保障甲烷生成的各種不同的代謝過程來說,有機質是必不可少的。為了保障海相沉積物中甲烷的生成,所需要的可代謝有機物最少應當相當于0.5%有機碳(RiceandClaypool,1981)。實驗研究表明,沉積環境中的有機質含量與發酵細菌數量之間存在一定的相關性,即有機質的豐度越大,發酵細菌的數量也就越多(張輝等,1992)。Noble和Henk(1998)認為甲烷生成所需要的碳元素(如乙酸鹽和二氧化碳)由其它的將復雜有機生物聚合物分解為簡單分子的細菌作用過程中產生的。CO2的另一個可能來源為有機質的成巖反應。這些反應與干酪根的早期演化有關,并受溫度的控制,其發生的深度超過了已知的微生物活動下限。深部的、非微生物反應生成的CO2對淺部沉積物中甲烷形成的相對貢獻還沒有定量化。但是,如果成巖CO2是甲烷生成的主要來源,那么寄主沉積物中沉積的有機質類型和數量,除了對活動微生物群體的最初支撐外,可能不重要。作者不排除Noble和Henk(1998)所說的深部成巖CO2是甲烷生成所需碳源的主要來源可能性,但就“對于生物氣形成,沉積有機質的豐度、類型并不重要,沉積有機質豐富程度跟生物氣的形成沒有直接的關系”(張水昌等,2005)的說法是否正確,尚待商榷。作者認為生物甲烷的形成與有機質豐度有密切的關系,有機質豐度越高,生物氣產量越高,只是與石油的形成相比,生物氣生成對有機質豐度的要求較低。正如張厚福等人(1999)所說的,擁有豐富的原始有機質,特別是腐殖型和混合型有機質,是細菌活動所需碳源的物質基礎。以杭州灣地區晚第四紀天然氣為例,從地質、地球化學等方面看,該區天然氣屬于典型的原生生物氣(林春明和錢奕中,1997;Linetal.,2004),該區也是一個研究生物氣作用極好的天然實驗室(Ridgley,2004,私人通信)。杭州灣地區淺海灰色淤泥質粘土平均有機碳0.40%,河漫灘—河口灣灰及灰黑色粘土平均有機碳0.64%,有機碳、氯仿“A”和總烴含量隨深度增加(由淺海相→河漫灘—河口灣相)呈遞增變化(圖2;表1),在非氣田區氣源巖有機碳數值(圖2左側)比氣田區要低(圖2右側)。杭州灣地區所有的商業性生物氣均賦存在下切河谷內、被河漫灘—河口灣相而非淺海相氣源巖包圍的砂質透鏡體中(Linetal.,2004),有機質含量的差別是造成這種現象的原因之一。總體來說,河漫灘—河口灣有機質的類型和豐度比淺海環境更有利于生物氣的生成和聚集。另外,根據蕭山地區采集的200多個土壤樣品甲烷細菌實驗分析,夾灶淺氣田區域甲烷細菌含量最大(圖3),與氣藏的實際分布比較吻合(林春明等,1997;Linetal.,2004),在非淺氣田區域甲烷細菌含量要小的多。4.2實驗結果及分析溫度是影響生物氣形成的主要因素之一,但關于微生物活動的最大深度和溫度目前尚沒有明確定論。有人認為在地殼中從地表到地下3290m、甚至更深都有微生物存在(Kotelnikova,2002),如Mattavall等人(1983)報道,意大利北部波河盆地生物氣的最大埋藏達4467m;美國密西西比州年代較新沉積物中的生物氣埋深可達4600m(Schoell,1988)。試驗表明,甲烷細菌出現的溫度范圍很寬,從喜寒性到強喜溫條件均可,2～70℃均檢測到其存在(Nozhevnikovaetal.,1997)。甲烷細菌在溫度為4～45℃的環境中最活躍,最適宜值為35～42℃,溫度對甲烷生成速度影響十分顯著(張義綱和陳煥疆,1983)。對生物氣而言,溫度除了控制甲烷氣在表層的生成速度外,還影響著甲烷的散失量。如果源巖沉積時氣溫偏低,則使淺表條件下甲烷的生成速度較低,有機質不被過早地消耗,同時使已生成的甲烷分子活動能力相對減弱,相對減小甲烷的散失量;源巖被快速掩埋后,氣溫變高(降水量變大)使未分解的有機質持水性增強,并大量腐爛分解成甲烷氣。當源巖沉積時氣溫偏熱,不利于抑制甲烷在淺表層的生成,生成的甲烷也因氣溫偏高及上覆水體壓力低等因素大部分通過水體逸散到空氣中;當源巖被埋藏后,可能因為部分有機質已被耗盡,使其甲烷產率變低(林春明和錢奕中,1997;張順等,2004)。生物氣生成演化模式中生物氣生成量隨著溫度的升高由小到大、又由大逐漸變小,表明甲烷細菌存活及活性有相對高峰期,一般把生物氣成氣下限確定為80℃,主生氣帶為25～60℃(關德師等,1997)。4.3含鹽度對甲烷細菌的影響甲烷細菌需要在含水的環境中生長,因此,水介質的礦化度和pH值對甲烷細菌生長繁殖產生直接影響。生物模擬實驗表明,甲烷細菌在水礦化度不超過2000mg/L的鹽水介質中發育良好,超過此值產率降低。甲烷細菌適于在中性的水中生長繁殖,適合生長范圍在pH=5.9～8.4之間,最佳范圍pH=6.5～8.0(林春明和錢奕中,1997;關德師等,1997),pH超過8.0時就受到抑制(DeLauneetal.,1986)。含鹽度是控制微生物生成甲烷反應的另一個重要條件。3克分子或者更高的氯化物濃度能適合大多數細菌的生存,而高于4克分子實際上已經不存在甲烷的生成作用(Martinietal.,1998)。水介質含鹽度小于0.4×104mg/L時甲烷細菌最活躍,產氣率最高。高鹽度條件下生物菌的活躍程度受到抑制,細菌總量隨鹽度的增高而減少,甲烷細菌個數也大體上與鹽度呈消長關系;同時,生物氣在地層水中的溶解度隨鹽度的增高而降低(李本亮等,2003)。在一些增強烴類再生反應中,地表水的侵入可能同時帶來厭氧和喜氧細菌(Martinietal.,1998)。地表水的侵入首先可能氧化某些氣態烴類(如乙烷、丙烷等),導致富甲烷、虧損δ13C的氣體增多。當O2耗盡時,厭氧微生物就控制了儲層。在SO2-4被喜硫細菌轉移完后,生甲烷氣細菌就開始消耗有機質和CO2生成甲烷。4.4沉積物的沉積作用構造沉降與海(湖)平面變化一起控制著沉積物的可容空間變化,構造沉降增加了可容空間;沉積速率直接控制有機質的沉積、保存和沉積體幾何形態。持續沉降和快速沉積使沉積物中的有機質得以及時埋藏保存,避免遭受氧化破壞,能較快進入還原—強還原環境,同時也減弱了上覆水體中不斷補給溶解硫酸鹽,從而為微生物群落的生存與繁殖創造了有利的環境和物質條件;另一方面也有利于已生成的生物氣免遭逸散,進而富集成藏(林春明和錢奕中,1997;張順等,2004)。4.5晚石化地層和地層氣藏對淺層生物氣來說,甲烷氣隨沉積時間增加而增加這是不言而喻的。生物氣模擬實驗表明,甲烷氣量隨沉積時間增加,約在10000年急劇上升,對只有10000年地層,即使地層中殘留含碳量為0.1%,若保存好,生成的甲烷氣也足以形成有工業價值的油氣藏(陸偉文和海秀珍,1991)。杭州灣沿海平原晚第四紀生物氣藏的形成也不超過12000年(林春明等,1999;Linetal.,2005),晚第四紀地層總生氣量就達到了2445.27×108m3(林春明等,2005b)。5tem體系含氣系統(Gasbearingsystem)是指盆地(地區)的某一地質發展階段(構造層),同一沉積體系中的若干源巖層、儲集層與蓋層的集合體(馮福等,1995)。5.1生物氣生成系統Shurr和Ridgley(2002)詳細研究了美國大平原北部的白堊系和密歇根北部的泥盆系頁巖,認為在非常規生物氣系統中烴源巖和儲層十分接近,運移路徑非常短,上覆地層很薄。生物氣的生成有2個完全不同的過程,因此,他們首次將非常規生物氣劃分為早期生物氣生成系統和晚期生物氣生成系統,并對其進行了詳細的論述。早期生物氣生成系統是在源巖和儲層沉積以后的很短時間內發生的,其以后的運移和聚集可以持續很長時間,因此,成藏的關鍵時期近似于源巖和儲層沉積時期。美國大平原北部的碎屑巖和丹佛盆地的白堊紀儲層中的氣藏就是這類早期生物氣生成系統的例子。我國杭州灣、長江三角洲地區晚第四紀生物氣藏也屬此類(林春明等,1997;Linetal.,2004)。晚期生物氣生成系統是在源巖和儲層沉積以后隔很長一段時間才生成的,其以后的運移和聚集時間很短,成藏的關鍵時期應為近代,現在天然氣還在繼續生成。美國密歇根盆地北緣泥盆系的裂縫型頁巖氣和保德河盆地的煤層氣與較年輕的冰川活動有關,是晚期生物氣生成系統的實例(ShurrandRidgley,2002)。我國柴達木盆地東部第四紀生物氣藏可能也屬此種類型。5.2生物成因下限的構造成礦作用早期生物氣生成系統的有效烴源巖幾何形態與儲層幾何形態相類似,呈席狀分布,覆蓋在盆地的產氣區(圖4A)。這類氣藏的氣體聚集范圍大,與烴源層密切共生。最簡單地說,廣泛分布的地層單元自烴源巖和儲集巖開始沉積和早期生成生物氣以來一直處于生物成因下限的上面。圖4A用示意圖說明由此產生的連續或席狀層的幾何形態。地層2的下部目前處于盆地的生物成因下限的下面;然而,在早期生成時,即沉積后不久,該單元處于生物成因下限的上面。這是盆地在沉積和生成期間的古構造沉降造成的結果。晚期生物氣生成系統(圖4B)與早期生成含氣系統的幾何形狀形成鮮明的對照,呈環狀分布。密歇根盆地北部白堊系安特里姆頁巖是晚期生成含氣系統的原始模型。安特里姆頁巖既是源巖又是儲集巖。人們發現安特里姆層組及伴生的生物氣藏呈環狀分布,在其附近頁巖在盆地邊緣隱伏于冰川沉積物之下的頁巖地下露頭。生物氣是在冰川作用期間和以后生成的,當時比較淡的水把微生物帶到源巖層中,而該處的條件有利于細菌的生存(Martinietal.,1998)。地層水的含鹽量是微生物活動的主要約束條件,從而確定了該層組生物成因下限的位置。由此產生的環狀幾何形態更多地受剝蝕和沉降的影響,它們實質上是沉積后的作用,而不是影響安特里姆頁巖幾何形態的古區域構造作用造成的。5.3生物甲烷的來源從地質歷史來看,地下天然氣的聚集往往是氣體不斷散失和源巖不斷補充達到某種程度上相對平衡所造成的結果(郝石生等,1994)。生物氣的散失更為突出,全世界每年由沼澤和稻田向大氣釋放的生物甲烷氣約6000×108m3(DeLauneetal.,1986)。大氣層中80%～90%的甲烷來自缺氧環境下的微生物活動,它是溫室效應的主要氣源之一(DeLauneetal.,1986;Whiticar,1999)。源巖生成的甲烷,除散失掉的以外,一般將被地層吸附、溶解于地層水中和以游離態存于儲層中。生物甲烷開始生成時受地層水的溶解和粘土的吸附,大部分溶解在粘土層水中呈水溶態,當甲烷氣在地層水中溶解達到飽和或者靜水壓力降低時,才會出現游離態。因此,當埋深加大后,粘土層的水被逐漸排出,尤以0～100m深時的排出水量最多(李明宅等,1995),水溶氣隨之被排出,由粘土層運移到砂層,既可向上運移又可向下運移;因下部粘土比上部粘土的壓實程度略高些,故流體向上運移量要大。隨著埋深繼續增加,甲烷氣的溶解度減小,使水溶氣不斷從水體中分離成為游離氣,對游離氣而言,其動力主要是浮力,隨埋深增加和甲烷不斷生成,逐漸突破粘土層毛細管阻力束縛,呈氣泡或氣團向上運移。氣體首先聚集在砂體隆起部位或巖性尖滅封閉端,當氣體來源豐富時才在低部位聚集,這可能就是生物氣運移和聚集的過程。總體看,生物氣聚集離生氣層不遠,沒有經過長距離的運移。6生物氣藏的分布與中國生物氣藏的遠野6.1加大生物氣藏和油氣生物氣埋藏淺,分布廣泛(圖5),在加拿大、德國、意大利、西班牙、日本、前蘇聯、美國、中國等數十個國家都發現了具工業價值的生物氣藏(RiceandClaypool,1981;ShurrandRidgley,2002;Garcia-Gil,etal.,2002)。生物氣藏是非常規氣藏的一種類型(ShurrandRidgley,2002),世界上發現的天然氣儲量中20%以上屬于非常規生物氣(RiceandClaypool,1981),甚至可達到25%～30%(Grunau,1984)。在美國、波蘭和意大利存在不少生物氣藏,其中墨西哥灣和阿拉斯加的庫克灣是最重要的生物氣田區(ShurrandRidgley,2002)。西西伯利亞盆地具有占世界儲量1/3的巨大天然氣資源,是生物氣和熱解氣的混合氣(Littkeetal.,1999)。非常規生物氣藏一般存在于三角洲、大陸架和陸相等環境中,儲層時代主要為白堊紀、古近紀、新近紀和第四紀(Vilksetal.,1974;Schoell,1983;OkyarandEdiger,1999),最老的是美國密執安盆地的中—晚泥盆