第8卷第3期 古地理学报 Vol 8 No. 3 2006年8月 JOURNAL OF PALA EOGEOGRAPHY Aug.2006 文章编号:1671-1505(2006)03-0317-14 生物气研究现状与勘探前景 林春明李艳丽漆滨汶 戎矿作用国家重点实验室,南京大学地球科学系,南京210093 摘要综合论述了生物气的特征及其研究进展,着重探讨了生物气成因、地球化学特征、勘探研究现状 生物气形成机制和控制因素,并介绍了生物气系统概念和特征,最后叙述了生物气藏的分布和我国生物气藏的 远景。生物气是在还原环境的生物化学作用带内有机质为厌氧微生物所分解的最终产物,它以甲烷为主,并含 部分二氧化碳及少量氮气和其它微量气体组分,生物甲烷气δ3C1值一般小于55‰生物甲烷气的形成途径主 要有乙酸发酵和CO还原2种类型。生物气生成与其所处的沉积环境、古气候、有机质的类型和丰度、水介质性 质、地质作用、沉积时间等众多因素密切相关。生物气埋藏浅,分布广泛,一般存在于三角洲、大陆架和部分 陆相沉积环境中,储层时代主要为白垩纪、古近纪、新近纪和第四纪。白垩纪的储量最丰富,古近纪、新近纪 次之,第四纪生物气藏的规模一般较小。我国生物气勘探研究历史虽然不长,但生物气资源量丰富,具有良好 的勘探前景 关键词生物气成因与特点研究进展前景 第一作者简介林春明,男,1964年生,1986年毕业于大庆石油学院,1997年获同济大学博士学位。现为 南京大学地球科学系教授,博士生导师,从事沉积学与石油地质学研究。Email:cmin@anu.cdu.cn。 中图分类号:P618.130.1文献标识码:A Research status and exploration potential of biogen ic gas unning Li Yanli Qi State Key Laboratory of Ore Deposit Research, Department of Earth Sciences, Nanjing University, Nanjing 210093 Abstract This paper summarizes the characteristics and research progress of biogenic gas, with an emphasis on the genesis, geochemical characteristics, exploration and research stat us, formation mechanism and controlling factors of biogenic gas. It introduces the concept and characteristics of the ge biogenic gas in China. Biogenic gas is the final product of the degradation of organic matter by anaero- bic microorganisms in the biochemical process zone of deoxidization environment. It mainly consists of methane, and also contains some carbon dioxide and tiny amounts of nitrogen and other trace gas- es. The 8CI values for the biogenic methane gas are generally lower than-55 Biogenic methane gas mainly results from acetate fermentation and carbon dioxide reduction. Formation of the biogen gas is affinitive with depositional environment, paleoclimate, types and abundance of organic matter ater mediums characteristics, geological process and depositional time. Biogenic gas is shallowly 基金项目:国家自然科学基金项目资助(40272063) 收稿日期:2006-02-30改回日期:206-03-14 201994-2007ChinaAcademicJoumalElectronicPublishingHouse.Allrightsreservedhttp://www.cnki.net
文章编号 : 1671 - 1505 (2006) 03 - 0317 - 14 3 基金项目 : 国家自然科学基金项目资助(40272063) 收稿日期 : 2006 - 02 - 30 改回日期 : 2006 - 03 - 14 生物气研究现状与勘探前景3 林春明 李艳丽 漆滨汶 成矿作用国家重点实验室 , 南京大学地球科学系 , 南京 210093 摘 要 综合论述了生物气的特征及其研究进展 , 着重探讨了生物气成因、地球化学特征、勘探研究现状、 生物气形成机制和控制因素 , 并介绍了生物气系统概念和特征 , 最后叙述了生物气藏的分布和我国生物气藏的 远景。生物气是在还原环境的生物化学作用带内有机质为厌氧微生物所分解的最终产物 , 它以甲烷为主 , 并含 部分二氧化碳及少量氮气和其它微量气体组分 , 生物甲烷气δ13C1值一般小于 - 55 ‰。生物甲烷气的形成途径主 要有乙酸发酵和 CO2还原 2 种类型。生物气生成与其所处的沉积环境、古气候、有机质的类型和丰度、水介质性 质、地质作用、沉积时间等众多因素密切相关。生物气埋藏浅 , 分布广泛 , 一般存在于三角洲、大陆架和部分 陆相沉积环境中 , 储层时代主要为白垩纪、古近纪、新近纪和第四纪。白垩纪的储量最丰富 , 古近纪、新近纪 次之 , 第四纪生物气藏的规模一般较小。我国生物气勘探研究历史虽然不长 , 但生物气资源量丰富 , 具有良好 的勘探前景。 关键词 生物气 成因与特点 研究进展 前景 第一作者简介 林春明 , 男 , 1964 年生 , 1986 年毕业于大庆石油学院 , 1997 年获同济大学博士学位。现为 南京大学地球科学系教授 , 博士生导师 , 从事沉积学与石油地质学研究。E2mail : cmlin @nju1edu1cn。 中图分类号 : P618113011 文献标识码 : A Research status and exploration potential of biogenic gas Lin Chunming Li Yanli Qi Binwen S tate Key L aboratory of Ore Deposit Research , Depart ment of Earth Sciences , N anjing U niversity , N anjing 210093 Abstract This paper summarizes the characteristics and research progress of biogenic gas , with an emphasis on the genesis , geochemical characteristics , exploration and research status , formation mechanism and controlling factors of biogenic gas. It introduces the concept and characteristics of the biogenic gas system , and finally describes the distribution of biogenic gas pools and prospectivity of biogenic gas in China1Biogenic gas is the final product of the degradation of organic matter by anaero2 bic microorganisms in the biochemical process zone of deoxidization environment1It mainly consists of methane , and also contains some carbon dioxide and tiny amounts of nitrogen and other trace gas2 es1Theδ13C1 values for the biogenic methane gas are generally lower than - 55 ‰1Biogenic methane gas mainly results from acetate fermentation and carbon dioxide reduction1Formation of the biogenic gas is affinitive with depositional environment , paleoclimate , types and abundance of organic matter , water medium′s characteristics , geological process and depositional time1Biogenic gas is shallowlly 第 8 卷 第 3 期 2006 年 8 月 古 地 理 学 报 JOURNAL OF PALAEO GEO GRAPHY Vol18 No13 Aug1 2006
318 古地理学报 2006年8月 burried and widely distributed. Biogenic gas pools are developed in delta, continental shelf and contr nental depositional environments. The geological ages of reservoirs are Cretaceous, Paleogene, Neo- gene and Quaternary. In terms of reserves, the Cretaceous is the most important and followed by the Paleogene and the Neogene. The Quaternary biogenic gas pools are generally of small sizes. Exploration and study history of biogenic gas in our country is not long, but biogenic gas resources are abundant and their exploration potential is encouraging Key words biogenic gas, origin and characteristic, research progress, potential About the first a uthor Lin Chunming, born in 1964, received a B Sc degree from Daqing Petroleum Institute in 1986. He obtained his doctoral degree from Tongji University in 1997. He is currently a professor at the Department of Earth Sciences in Nanjing University, and is engaged in dimentology and petroleum geology. E-mail: clin anju. edu.cn 天然气对世界上很多国家的经济发展起重要作物气未受次生作用影响。表生菌解气是煤层或油气 用( Badruzzaman,2000; Surdam et al.,2003),预藏被含硫酸根的地表水侵入,遭到轻微氧化时的产 计到2020年天然气是世界消耗最快的能源(Law物,在其生长过程中,存在甲烷、乙烷和丙烷等烃 and curtis,2002)。有机成因天然气主要有3种成类的生成作用。生物氧化降解气是已生成的油气中 因类型( Martini et al.,1998):(1)细菌甲烷成因部分烃类如丙烷、各种正构烷等被喜氧菌氧化掉 气,即生物成因气,简称生物气;(2)煤或干酪根而残留的气体,习惯上称之为生物降解气。明显的 的热裂解成因气;(3)石油的二次裂解成因气。与生物气出现在埋藏较浅、相当年轻的未成熟沉积物 煤或干酪根的热裂解以及石油的二次裂解成因气相中( Rice and Claypool,1981),如陆相沼泽、稻田、 比,人们对生物气的认识还比较少,研究的系统淡水湖的缺氧底层、洼地淤积、海湾、冰碛以及硫 性、深度和广度也较差。随着天然气勘探开发形势酸盐还原带之下的海相沉积物等( Vilks et al 的变化和认识的深入,生物气藏越来越受到重视1974; Rashid and vilks,1977; Schoell,198 ( Shurr and Ridgley,2002)。生物气不仅可以大量 Whiticar et al.,1986; albert et al.,1998;Ok 生成,还可以大规模地聚集成藏,因此,对生物气 yar and Ediger,1999);河漫滩、河口湾环境也是 的进一步研究有着重要的理论和现实意义 良好的生物气发育场所( Wever et al..,1998;ar 作者重温有关生物气的文献,对生物气的成因 ciar Gil et al.,2002;林春明等,2005a; Lin et 和地球化学指标、勘探研究现状、形成机制和控制a.,2005)。这些生物气富集甲烷,并且与石油 因素、含气系统,以及生物气分布和我国生物气藏无关,生物成因甲烷实际上是在这个阶段唯一大量 的远景进行了较为系统的论述 生成的烃类( Rice and Claypool,98; Schoell 1983; Floodgate and judo,1992)。纯生物甲烷气 1生物气成因和地球化学指标 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 1.1生物气成因 率可以定量化研究(贾承造等,2002)。在许多气 生物气是在低温条件下通过厌氧微生物分解有田内,原生的热成因气存在于下部储层中,而生物 机物而生成的,以甲烷为主,含部分二氧化碳及少气普遍出现在浅部。显然,成气系统的垂向充注是 量氮气和其它微量气体组分( Rice and Claypool,导致气源气体混合的控制性因素 1981)。广义的生物气指在微生物作用下生成的所 生物成因甲烷的形成受一定地理条件和生态条 有天然气,包括原生生物气和表生菌解气,不包括件的控制( Rice and claypool,1981)。首先,生产 经历了生物氧化降解的天然气。原生生物气是有机甲烷的微生物是厌氧微生物;第二,生物成因甲烷 质首先被发酵菌等微生物分解为H2、CO2以及不会在有高浓度的溶解硫酸盐存在时大量聚集。这 CH3COOH再由甲烷细菌将其转化为CH4,原生生些条件使得生产甲烷的微生物和活动局限于上面所 201994-2007ChinaAcademicJourmalElectronicpUblishingHouseAllrightsreservedhtp//www.cnki.net
burried and widely distributed1Biogenic gas pools are developed in delta , continental shelf and conti2 nental depositional environments1The geological ages of reservoirs are Cretaceous , Paleogene , Neo2 gene and Quaternary1In terms of reserves , the Cretaceous is the most important and followed by the Paleogene and the Neogene1The Quaternary biogenic gas pools are generally of small sizes1Exploration and study history of biogenic gas in our country is not long , but biogenic gas resources are abundant , and their exploration potential is encouraging1 Key words biogenic gas , origin and characteristic , research progress , potential About the f irst author Lin Chunming , born in 1964 , received a B1Sc1degree from Daqing Petroleum Institute in 19861He obtained his doctoral1degree from Tongji University in 19971He is currently a professor at the Department of Earth Sciences in Nanjing University , and is engaged in sedimentology and petroleum geology1E2mail : cmlin @nju1edu1cn。 天然气对世界上很多国家的经济发展起重要作 用(Badruzzaman , 2000 ; Surdam et al1 , 2003 ) ,预 计到 2020 年天然气是世界消耗最快的能源 (Law and Curtis , 2002 ) 。有机成因天然气主要有 3 种成 因类型(Martini et al1 , 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 (Shurr and Ridgley , 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 生物气成因和地球化学指标 111 生物气成因 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 ( Rice and Claypool , 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(Rice and Claypool , 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 ( Vilks et al1 , 1974 ; Rashid and Vilks , 1977 ; Schoell , 1983 ; Whiticar et al1 , 1986 ; Albert et al1 , 1998 ; Ok2 yar and Ediger , 1999 ) ;河漫滩、河口湾环境也是 良好的生物气发育场所 (Wever et al1 , 1998 ; Gar2 cia2Gil et al1 , 2002 ; 林春明等 , 2005a ; Lin et al1 , 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 ( Rice and Claypool , 1981 ; Schoell , 1983 ; Floodgate and J udd , 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 (Rice and Claypool , 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 318 古 地 理 学 报 2006 年 8 月
第8卷第3期 林春明等:生物气研究现状与勘探前景 说的沉积环境中。 70‰,⑧D值为-170‰-190‰,淡水环境中 甲烷产生在泥沼、沼泽、沼地中是很容易观察到生成的生物甲烷的81C1值为-60‰~-40‰ 的,因为它发生在沼泽表面附近并且呈气泡从沉积物( Schoell,1983)。中国浙江沿海地区所有浅气田及 中释放出来。在海相沉积物中,微生物的生长和细胞其勘探区块和出气点等所取生物气样的化学组分特 保养需要能量,这种能量由一系列共轭的氧化一还原点是:甲烷含量在90%以上,含极少量的重烃及 反应使有机质发生代谢而获得。这些代谢作用产生包N2、CO2,甲烷碳同位素组成以富集轻碳同位素 括甲烷在内的多种气体。海相沉积物中的硫酸盐还原2C为特征,其甲烷碳同位素(δ1C1)值一般小于 主要是由埋藏在浅处的厌氧细菌的呼吸作用引起(Rice-66% Lin et al..,2004) and Claypool,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。 生物气勘探研究现状 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 长期以来,由于人们对生物气认识不足,认为 烷生成作用的地球化学效应难以观察到。但是,随着其虽易在浅层沉积物中生成,但也易于散失,难以 深海取心方法的出现,以及三维高分辨率地震技术的大量聚集成藏,经济效益低,不能与深层大气田相 发展,现在已经可以获得有关海相沉积物中甲烷生成比,因此,国内外虽有发现,但也没有引起人们的 的性质、运移和聚集等方面的资料( Heggland,199;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 Martens et al., 1998, Albert et al., 1998, Okyar and 发呈现出投资少、见效快的特点,并逐渐引起人们 Ediger 1999 的重视。国外相继发表了一些论文,从微生物学基 1.2生物气地球化学特征 础和地质地球化学特征方面,论述了生物气的生成 鉴别生物气最有用的特征是它的化学成分和同机理和聚集条件,探讨了生物气的鉴别标志和远景 位素组成。甲烷与乙烷及其以上烃的比值常常同甲储量( Rice and claypool,1981)。20世纪90年代 烷的6C值一起来区分生物气与热解气。不同源、人们对海洋沉积物中的气体成因、甲烷形成的微生 不同运移路径的天然气以及遭受细菌氧化的热解气物作用过程、气体地球化学特征、气体形成途径、 混合可以使其组成和同位素数据发生显著的变化,气体运移特征和检测手段、成藏基本条件等给予更 在一个封闭的储集系统中,通过CO2减少而生成的多注意,先后在 Continental shelf research(1992, 生物气与热解气有着相似的81C值。两者重叠的Vol.12)、 Bulletin of the Geological Society(1994, 程度取决于遭受细菌作用而减少的CO2的8C值l.41)、 Geomarine letters(1994,vol.14)、Mar Martini et 998) rine Geology(1997,vol.137)期刊上出版生物气专 目前,国内外大多数学者认为,生物气中甲烷集进行探讨( Floodgate and judd,1992; Van weer 含量在90%以上,乙烷以上的重烃含量微弱,并 ing et al.,1997)。2002年3月,在美国休斯顿召 含少量N2和CO2,生物气8C1值一般小于-55‰开的AAPG年会上,生物气的形成与分布、资源 (戴金星和陈英,1993;陈英等,1994),最小可到潜力以及生物气与热成因气的鉴别方法是会议讨论 110‰( Blair 生物气富含轻碳同位素的重点议题之一(贾承造等,2002)。由于生物气分 1C,这是厌氧微生物在甲烷生成时引起的分馏作用布广泛,埋藏浅,依据现有技术手段在地质上可以 造成的( Rice and Claypool,1981)。甲烷氢同位素预测,国外已将其列为研究和勘探的重要对象 值为-190‰作为区别陆相生物气(-190‰的鉴别标准( Schoell,纪生物气藏,最重要的生产区是西西伯利亚地区 1980;1983)。 Schoell( o1980)认为生物甲烷在未遭( Martini et al.,1998; Littke et al.,1999; Shurr 受细菌化等次生因素影响的情况下,原生生物气的 and Ridgley,200)。埋藏较浅的全新世沉积物中 81C1值小于-64‰。之后他又对世界上不同沉积的生物气也得到了一些地质学家的关注(vks 盆地约500个样品的分析数据进行了研究,发现研cta.,1974: Rashid and vilks,1977: Garcia(l 究区内海相生物成因甲烷的81C1值都在-60‰ctal.2002)。 Heggland(1997)用三维地震检测了 91994-2007ChinaAcademicjOUrnalElectronicPublishingHouse.Allrightsreservedhttp://www.cnki.net
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(Rice and Claypool , 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 ; Martens et al1 , 1998 ; Albert et al1 , 1998 ; Okyar and Ediger , 1999 ) 。 112 生物气地球化学特征 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 (Martini et al1 , 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 (Rice and Claypool , 1981) 。甲烷氢同位素 值为 - 190 ‰可作为区别陆相生物气 ( - 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δ13 C1 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 (δ13 C1 ) 值一般小于 - 66 ‰(Lin et al1 , 2004 ) 。 2 生物气勘探研究现状 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(Rice and Claypool , 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 Continental Shelf Research (1992 , vol112 ) 、Bulletin of the Geological Society ( 1994 , vol141 ) 、Geomarine Letters ( 1994 , vol114 ) 、Ma2 rine Geology (1997 , vol1137 ) 期刊上出版生物气专 集进行探讨(Floodgate and J udd , 1992 ; Van Weer2 ing et al1 , 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 (Martini et al1 , 1998 ; Littke et al1 , 1999 ; Shurr and Ridgley , 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 ( Vilks et al1 , 1974 ; Rashid and Vilks , 1977 ; Garcia2Gil et al1 ,2002) 。Heggland (1997) 用三维地震检测了 第 8 卷 第 3 期 林春明等 : 生物气研究现状与勘探前景 319
古地理学报 2006年8月 北海 Sleipner地区生物气的存在和渗漏现象,他认1997;林春明等,1997; Lin et al.,2004)、长江 为生物气聚集在泥火山口和地震烟窗之上的砂层三角洲(王明义,1982)、莺一琼盆地(邓鸣放和陈伟 中,气体聚集可能是在持续气体渗漏时期产生的,煌,1993)和洞庭湖盆地(黄泽新和罗小平,1996),其 而且,海底沉积层呈低洼现象可能是由气体持续渗中具工业或商业产能的是柴达木盆地东部、莺一琼 漏造成的,气体的渗漏是一个不连续的过程。Ok盆地和浙江沿海平原。云南昆明盆地新近纪第四 yar and Ediger(1999)解释了黑海东南部土耳其纪生物气也具有一定的开发前景(刘兴毅,2000 Trabzon外大陆架高分辨率地震剖面上的声波混乱最近张顺等人(2004)对松辽盆地大庆长垣以西和 现象,认为它代表了全新世沉积物中的生物气聚滨州线以北地区第四系进行研究后,认为该地区具 集。 Garcia-(i等人(2002)分析了西班牙西北部有形成生物气藏的有利条件,可以组成多个生储盖 Ria de vigo下切河谷全新世充填物中生物气在地组合,有利于生物气聚集成藏 震反射剖面上的特征。然而,把分布在全亲世沉积 物中、埋深小于100m的生物气作为单独勘探开发3生物气的形成机制 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 生物气是在低温条件下通过厌氧微生物分解有 工作还不多见( Lin et al.,2004) 机物而生成的,以甲烷为主,含部分二氧化碳及少 我国对生物气研究及勘探工作重视不够,除柴量氮气和其它微量气体组分。复杂有机质厌氧降解 达木盆地、浙江外,其它地区并未开展过针对生物形成甲烷,是沉积物中多种微生物种群联合协调代 气的系统勘探工作(赵澄林等,1999; Lin et al 谢活动的结果,最重要因素在于甲烷细菌的存在和 2004)。国内已发现的生物气多是其它油气勘探或碳水化合物的供给。 开发的副产品。20世纪80年代我国对生物气进行 甲烷细菌得以存在主要依赖发酵菌和硫酸盐还 了初步探讨,分析了生物气形成途径、鉴别标志、原菌分解有机质产生CO2、H及C日QO0日来取得 生成和聚集的控制因素等方面的问题(戚厚发和戴碳源与能源,甲烷细菌的新陈代谢过程(即自然界 金星,1982;王明义,1982;张义纲和陈焕疆 生物甲烷气的形成途径)主要有2种( Schoell,1980; 1983),“七五”至“八五”期间,生物气的研究纳 Rice and Claypool, 1981, Whiticar et al., Is 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 1)乙酸发酵CH3COOH→CH4↑+CO2↑ 机理、形成和富集条件、地球化学特征和鉴别标志 2)CO2还原CO2+4H2CH4↑+2H2O 等(陈安定等,1991;张辉等,1992;梁家原等 Whitear等人(1986)认为,生物气的形成途 199:3顾树松,196;周翥虹等,194:惠荣耀和径与沉积环境密切相关,不同沉积环境中形成的生 连莉文,1994),取得了丰硕的成果,这一切对我物甲烷气的碳同位素组成有不同的分布范围。海相 国生物气勘探和成藏理论研究有着重要的意义。我环境中的生物甲烷以CO2的还原作用为主要形成机 国于1990年对全国30多个盆地和12个海相沉积制,生成甲烷的8C1平均值为-68‰淡水环境 区块的4种类型气,即煤成气、碳酸盐岩气、湖相中的生物甲烷以乙酸发酵为主要形成机制,生成甲 腐泥伴生气及高熟-过熟气和生物气,采用统一的烷的δC1值平均值为-59‰2种不同沉积环境 原则和方法气发生率法,分别计算了其资源量中形成的生物甲烷的813C1分界值,可大致划在 (冯福闿等,1995)。但这些大都是针对1000多米深 60‰ Whiticar et al.,1986)。国内一些学者的 的生物气研究,尽管这些研究成果也涉及深度小于实验结果也证实上述观点(张辉等,1992),同时发现 200m的生物气(主要表现在生物气的模拟实验过海相沉积物中甲烷细菌的组成非常单一,只有甲烷 程中),然而其研究程度比较低,也不系统 杆菌属,甲烷细菌的营养类型为H2/CO2;现代陆 目前对国内第四纪生物气进行较为系统研究地相沉积物和成岩早期沉积物中产甲烷细菌的种类比 区的有柴达木盆地东部(顾树松,1996;周翥虹等,较复杂,包括了甲烷杆菌、甲烷八叠菌、甲烷短杆 1994)、浙江沿海平原(陈英等,1994;蒋维三等,菌和甲烷球菌4个属,产甲烷细菌的营养类型为乙 91994-2007ChinaAcademicJOurmalElectronicpUblishingHouseAllrightsreservedhttp://www.cnki.net
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。Ok2 yar and Ediger ( 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 Ría de Vigo 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 100 m 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(Lin et al1 , 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 ; Lin et al1 , 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1 000多米深 的生物气研究 , 尽管这些研究成果也涉及深度小于 200 m 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 ; Lin et al1 , 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 生物气的形成机制 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 ; Rice and Claypool , 1981 ; Whiticar et al1 , 1986 ; Baylis et al1 , 1997 ) ,即 : 1) 乙酸发酵 CH3COOH →CH4 ↑+ CO2 ↑ 2) CO2还原 CO2 + 4H2 →CH4 ↑+ 2H2O Whiticar 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δ13 C1 分界值 , 可大致划在 - 60 ‰(Whiticar et al1 , 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 320 古 地 理 学 报 2006 年 8 月
第8卷第3期 林春明等:生物气研究现状与勘探前景 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 解物剖面 代谢作用剖面 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 光合作用 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 水 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 氧 素对生物气形成作用的综合影响,即随埋深的增大 厌 SO (地质年龄的增大)在形成甲烷的同时,有机质本身 硫酸盐还原带 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( Rashid and Viks,1977; Mattavall et a.,1983)。戴金星和 陈英(1993)在详细研究我国不同地区生物气后 碳酸盐还原带 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 图1富含有机质的开阔海洋沉积环境中 同的生物地球化学作用带,自上而下为光合作用 生物气形成的控制因素 带、好氧带、厌氧硫酸盐还原带和厌氧碳酸盐还原 (据Rc和 Claypool,1981) 带(甲烷生成带),每个带都有其相应的微生物群体 matic cross section of organic rich ( Rice and Claypool,1981)。在好氧微生物作用带 operr marine environment showing succession of microbial 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 (after Rice and Claypool, 1981) 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,在该生化另外的专性厌氧微生物分解完长链有机分子以后发 作用带中主要是硫酸盐还原菌以SO)作为呼吸的生活动。甲烷细菌能依靠多样的微生物群落把复杂 电子受体,将SO2还原成H2S在富含硫酸盐的强的有机化合物转化成它们能够新陈代谢的酶作用物 还原环境中,H2优先还原SO,形成HS,H2S 对甲烷细菌有着明显的抑制作用并使有机质不易分4生物气形成的控制因素 解,因此,就不可能大量生成生物气。硫酸盐消耗 生物气生成是由几个关键性因素控制的。缺 殆尽后,则进入碳酸盐还原带,在该生化作用带 氧、贫硫酸盐、低温、富含有机质和适合的细菌活 中,甲烷细菌以CO2作为呼吸的电子受体,将CO2动空间是生物成因甲烷形成的必要条件( Rice and 还原成甲烷。 Claypool,1981)。生物气生成与其所处的沉积环 Mari等人(19981989根据美国密歇根盆地境、古气候、有机质类型和丰度、水介质性质、地 ( Michigan basin) Antrim页岩中地层水与生物气化学质作用(包括构造沉降、沉积速率和海(湖)平面变 组分和同位素的研究,认为微生物活动对甲烷的大化)沉积时间等众多因素密切相关,它们相互作 量生成非常重要,80%以上的甲烷生成作用都有细用、相互制约,共同控制生物气的形成(林春明和 菌参与甲烷细菌仅仅在厌氧细菌分解的后期,即在钱奕中,1997;张顺等,2004)。 201994-2(07ChinaAcademicJoumalElectronicPublishingHousealLrightsreservedhttp:/www.cnki.net
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 ( Rashid and Vilks , 1977 ; Mattavall et al1 , 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 (Rice and Claypool , 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 - 4 作为呼吸的 电子受体 , 将 SO2 - 4 还原成H2S。在富含硫酸盐的强 还原环境中 , H2优先还原 SO2 - 4 , 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 (Michigan basin) 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 图 1 富含有机质的开阔海洋沉积环境中 生物气形成的控制因素 (据 Rice 和 Claypool , 1981) Fig11 Diagrammatic cross section of organic2rich , open2marine environment showing succession of microbial ecosystems that lead to methane generation (after Rice and Claypool , 1981) 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 生物气形成的控制因素 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 (Rice and Claypool , 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 ) 。 第 8 卷 第 3 期 林春明等 : 生物气研究现状与勘探前景 321
古地理学报 2006年8月 4.1沉积环境和有机质 生物聚合物分解为简单分子的细菌作用过程中产生 封闭还原环境是有机物向烃类转化必不可少的的。CO2的另一个可能来源为有机质的成岩反应 条件。甲烷细菌是专性厌氧菌,只有在缺氧的还原这些反应与干酪根的早期演化有关,并受温度的控 环境下才能生长。当其生存环境中氧的含量达到制,其发生的深度超过了已知的微生物活动下限 0.1%时,生长就会受到明显的抑制,适合甲烷细深部的、非微生物反应生成的CO2对浅部沉积物中 菌发育的氧化还原电位Eh为-540~-590mV。甲烷形成的相对贡献还没有定量化。但是,如果成 因此,在自然地质条件下,只有氧、硝酸盐和绝大岩CO2是甲烷生成的主要来源,那么寄主沉积物中 部分硫酸盐被还原形成还原环境之后,甲烷细菌才沉积的有机质类型和数量,除了对活动微生物群体 能生长(王庭斌,2002)。生物气产率在淡水湖泊、的最初支撑外,可能不重要。 沼泽环境为50~100(m2n),在大陆架是5 作者不排除 Noble和Henk(1998)所说的深部 10g/(m2n),在开阔海洋为0012g{m2)(张义成岩CO2是甲烷生成所需碳源的主要来源可能性, 纲和陈焕疆,1983),现代淤泥生物气模拟生成实验但就“对于生物气形成,沉积有机质的丰度、类型 也证实了陆相(湖、河滨)淤泥比海相(滨海)淤泥产并不重要,沉积有机质丰富程度跟生物气的形成没 气率高(陆伟文和海秀珍,1991) 有直接的关系”(张水昌等,2005)的说法是否正确, 虽然微生物群落还可能利用其它形式的有机尚待商榷。作者认为生物甲烷的形成与有机质丰度 质,但是陆地植物碎屑仍然是代谢有机质的主要形有密切的关系,有机质丰度越高,生物气产量越 式( Noble and henk,1998)。已知的生物气发育区,高,只是与石油的形成相比,生物气生成对有机质 就其气源岩有机质而言,大多数属于腐殖型或腐泥丰度的要求较低。正如张厚福等人(1999所说的 腐殖型。陈英等人(1994)也认为,自然界中的甲烷拥有丰富的原始有机质,特别是腐殖型和混合型有 产率在水生草本植物茂盛的地区和有陆源草本植物机质,是细菌活动所需碳源的物质基础。以杭州湾 供给的地区要比离岸较远的海区高,富含陆源有机地区晚第四纪天然气为例,从地质、地球化学等方 组分的有机质是有利于生物气形成的重要母质类型面看,该区天然气属于典型的原生生物气(林春明 之一,其中尤以草本植物丰富的腐殖型或腐泥腐殖和钱奕中,1997; Lin et al.,2004),该区也是一 型更为有利。草本植物、菌孢子和藻等水生生物对个研究生物气作用极好的天然实验室( Ridgley, 造就高产率水溶性有机物有利,草本植物和藻、菌2004,私人通信)。杭州湾地区浅海灰色淤泥质粘 等水生生物的CN一般小于30,木本植物CN大土平均有机碳040%,河漫滩一河口湾灰及灰黑 于40。C/N低,有利于细菌繁殖和利用,在20 色粘土平均有机碳0.64%,有机碳、氯仿“A” 40之间有利于甲烷的形成,如柴达木盆地东部第和总烃含量随深度增加(由浅海相一河漫滩一河口 四纪和杭州湾地区第四纪气源岩母质都是以腐殖型湾相)呈递增变化(图2表1),在非气田区气源岩有 和含腐泥腐殖型为主,CN为15~46,平均小于机碳数值(图2左侧)比气田区要低(图2右侧)。杭 30(周翥虹等,1994;林春明和钱奕中,1997),生州湾地区所有的商业性生物气均赋存在下切河谷 成了大量的生物气。 内、被河漫滩一河口湾相而非浅海相气源岩包围的 现代海洋环境观察表明,对甲烷生成作用和先砂质透镜体中 Lin et a,2004),有机质含量的差 于甲烷生成及保障甲烷生成的各种不同的代谢过程别是造成这种现象的原因之一。总体来说,河漫滩 来说,有机质是必不可少的。为了保障海相沉积物 河口湾有机质的类型和丰度比浅海环境更有利于 中甲烷的生成,所需要的可代谢有机物最少应当相生物气的生成和聚集。另外,根据萧山地区采集的 当于0.5%有机碳( Rice and Claypool,1981)。实验200多个土壤样品甲烷细菌实验分析,夹灶浅气田 研究表明,沉积环境中的有机质含量与发酵细菌数区域甲烷细菌含量最大(图3),与气藏的实际分布 量之间存在一定的相关性,即有机质的丰度越大, 比较吻合(林春明等,1997; Lin et al..,204),在 发酵细菌的数量也就越多(张辉等,1992) 非浅气田区域甲烷细菌含量要小的多。 Noble和Henk(1998)认为甲烷生成所需要的4.2温度 碳元素(如乙酸盐和二氧化碳)由其它的将复杂有机 温度是影响生物气形成的主要因素之一,但关于 201994-2007chinaAcademicJoumalElectronicPublishingHouse.Allrightsreservedhttp://www.cnki.net
411 沉积环境和有机质 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 011 %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～ - 590 mV。 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/ (m 2·a) , 在大陆架是 5 ～ 10 g/ (m 2·a) ,在开阔海洋为 01012 g/ (m 2·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(Noble and Henk ,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 015 %有机碳(Rice and Claypool ,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 ; Lin et al1 , 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 0140 % , 河漫滩 —河口湾灰及灰黑 色粘土平均有机碳 0164 % , 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(Lin et al1 , 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 ; Lin et al1 , 2004 ) ,在 非浅气田区域甲烷细菌含量要小的多。 412 温度 温度是影响生物气形成的主要因素之一 , 但关于 322 古 地 理 学 报 2006 年 8 月
第8卷第3期 林春明等:生物气研究现状与勘探前景 微生物活动的最大深度和温度目前尚没有明确定论 有机碳含量Mwt% 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( Kotelni kova,2002),如 Mattaval等人(1983)报道,意大利北部波河盆地 椒浅参 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,1l988)。试验表明,甲烷细菌出现的温度 范围很宽,从喜寒性到堀喜温条件均可,2~70℃ 坎山CK井 均检测到其存在( Nozhevrikova et al.,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 40-九堡CK17井 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 图2浙江沿海平原全新世淤泥质粘土及粘土层 相对减小甲烷的散失量;源岩被快速掩埋后,气温 有机碳丰度与埋藏深度关系 变高(降水量变大)使未分解的有机质持水性增强, Fig 2 Relation bet ween organic carbon abundance of 并大量腐烂分解成甲烷气。当源岩沉积时气温偏 he Holocene mud and buried depth in Zhejiang Coastal Plai 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 91km益农 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 停林00·合头0、0 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 o采样点面积代表甲烷菌生物量大小夹灶浅气 的升高由小到大、又由大逐渐变小,表明甲烷细菌 图3萧山夹灶及以西地区甲烷细菌分布特征 存活及活性有相对高峰期,一般把生物气成气下限 Fig 3 Distribution of met hane bacteria in Jiazao Xiaoshan and area to its west 确定为80℃,主生气带为25~60℃(关德师等, 1997) 表1浙江沿海平原全新统不同沉积环境中的泥质沉积物有机质丰度(林春明和钱奕中,199 Table 1 Organic abundance of mud in varied sedimentary environments of the Holocene in Zhgiang Coastal Plain 有机碳/% 总烃平均值 埋深/m 沉积环境 最小值最大值平均值平均值/mg4 /me 4 杭7.00~3835灰色淤泥质粘土 153.60(18) 湾28.50~54.70灰及灰黑色粘土河漫滩一河口湾0.20 0.64(41)268.15(16) 浙 浅海 0.41(4) 灰色淤泥质粘土 32.70~46.30 河漫滩一河口湾0.47 72.5(2) 32.28(2) ()内为样品数 201994-2007ChinaAcademicJourmalElectroniePublishingHouse.Allrightsreservedhttp:/www.cnki.net
图 2 浙江沿海平原全新世淤泥质粘土及粘土层 有机碳丰度与埋藏深度关系 Fig12 Relation between organic carbon abundance of the Holocene mud and buried depth in Zhejiang Coastal Plain 图 3 萧山夹灶及以西地区甲烷细菌分布特征 Fig13 Distribution of methane bacteria in Jiazao , Xiaoshan and area to its west 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 3 290 m、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 4 467 m ; 美国密西西比州年 代 较 新 沉 积 物 中 的 生 物 气 埋 深 可 达 4 600 m (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(Nozhevnikova et al1 , 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) 。 表 1 浙江沿海平原全新统不同沉积环境中的泥质沉积物有机质丰度 (林春明和钱奕中 , 1997) Table 1 Organic abundance of mud in varied sedimentary environments of the Holocene in Zhejiang Coastal Plain 地 区 埋深/ m 岩性 沉积环境 有机碳/ % 氯仿沥青“A” 总烃平均值 最小值 最大值 平均值 平均值/ mg·L - 1 / mg·L - 1 杭 州 湾 7100～38135 灰色淤泥质粘土 浅海 0111 0162 0140 (66) 153160 (18) / 28150～54170 灰及灰黑色粘土 河漫滩 —河口湾 0120 1108 0164 (41) 268115 (16) / 浙 南 椒 江 15150～29150 浅海 0135 0147 0141 (4) 63100 (2) 29104 (2) 灰色淤泥质粘土 32170～46130 河漫滩 —河口湾 0147 0152 0150 (4) 7215 (2) 32128 (2) 注 : ( ) 内为样品数 第 8 卷 第 3 期 林春明等 : 生物气研究现状与勘探前景 323
古地理学报 2006年8月 4.3水介质性质 气量随沉积时间增加,约在10000年急剧上升 甲烷细菌需要在含水的环境中生长,因此,水对只有10000年地层,即使地层中残留含碳量为 介质的矿化度和pH值对甲烷细菌生长繁殖产生直0.1%,若保存好,生成的甲烷气也足以形成有工 接影响。生物模拟实验表明,甲烷细菌在水矿化度业价值的油气藏(陆伟文和海秀珍,1991)。杭州 不超过2000mg/L的盐水介质中发育良好,超过湾沿海平原晚第四纪生物气藏的形成也不超过 此值产率降低。甲烷细菌适于在中性的水中生长繁12000年(林春明等,199 Lin et al.,2005),晚 殖,适合生长范围在pH=5.9~84之间,最佳范第四纪地层总生气量就达到了24427×0m(林 围pH=6.5~8.0(林春明和钱奕中,199:3关德春明等,200b 师等,1997)pH超过8.0时就受到抑制( Delaune etal.,1986) 5生物气系统 含盐度是控制微生物生成甲烷反应的另一个重 含气系统( Gas bearing system)是指盆地(地区) 要条件。3克分子或者更高的氯化物浓度能适合大的某一地质发展阶段(构造层),同一沉积体系中的 多数细菌的生存,而高于4克分子实际上已经不存若干源岩层、储集层与盖层的集合体(冯福闿等 在甲烷的生成作用( Martini et a.,1998)。水介1995) 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5.1含气系统特征 Shur和 Ridgley(2002)详细研究了美国大平 抑制,细菌总量随盐度的增高而减少,甲烷细菌个原北部的白垩系和密歇根北部的泥盆系页岩,认为 数也大体上与盐度呈消长关系;同时,生物气在地 在非常规生物气系统中烃源岩和储层十分接近,运 层水中的溶解度随盐度的增高而降低(李本亮等 移路径非常短,上覆地层很薄。生物气的生成有2 200 在一些增强烃类再生反应中,地表水的侵入可 个完全不同的过程,因此,他们首次将非常规生物 能同时带来厌氧和喜氧细菌( Martini et al 气划分为早期生物气生成系统和晚期生物气生成系 1998)。地表水的侵入首先可能氧化某些气态烃类 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 如乙烷、丙烷等),导致富甲烷、亏损δC的气体的很短时间内发生的,其以后的运移和聚集可以持 增多。当O2耗尽时,厌氧微生物就控制了储层。 续很长时间,因此,成藏的关键时期近似于源岩和 在SO2被喜硫细菌转移完后,生甲烷气细菌就开 储层沉积时期。美国大平原北部的碎屑岩和丹佛盆 始消耗有机质和CO2生成甲烷。 地的白垩纪储层中的气藏就是这类早期生物气生成 4.4地质作用 系统的例子。我国杭州湾、长江三角洲地区晚第四 构造沉降与海(湖)平面变化一起控制着沉积物纪生物气藏也属此类(林春明等,1997; Lin et 的可容空间变化,构造沉降增加了可容空间;沉积al.,2004)。 速率直接控制有机质的沉积、保存和沉积体几何形 晚期生物气生成系统是在源岩和储层沉积以后 态。持续沉降和快速沉积使沉积物中的有机质得以隔很长一段时间才生成的,其以后的运移和聚集时 及时埋藏保存,避免遭受氧化破坏,能较快进入还间很短,成藏的关键时期应为近代,现在天然气还 原强还原环境,同时也减弱了上覆水体中不断补在继续生成。美国密歇根盆地北缘泥盆系的裂缝型 给溶解硫酸盐,从而为微生物群落的生存与繁殖创页岩气和保德河盆地的煤层气与较年轻的冰川活动 造了有利的环境和物质条件;另一方面也有利于已有关,是晚期生物气生成系统的实例( Shurr and 生成的生物气免遭逸散,进而富集成藏(林春明和 Ridgley,2002)。我国柴达木盆地东部第四纪生物 钱奕中,1997;张顺等,2004)。 气藏可能也属此种类型 4.5沉积时间 52含气系统的几何形态 对浅层生物气来说,甲烷气随沉积时间增加而 早期生物气生成系统的有效烃源岩几何形态与 增加这是不言而喻的。生物气模拟实验表明,甲烷储层几何形态相类似,呈席状分布,覆盖在盆地的 201994-2007chinaAcademicJourmalElectronicPublishingHouse.Allrightsreservedhttp://www.cnki.net
413 水介质性质 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 p H 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 2 000 mg/ 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 p H = 519～814 之间 , 最佳范 围 p H = 615～810 (林春明和钱奕中 , 1997 ; 关德 师等 , 1997 ) ,p H 超过 810 时就受到抑制(DeLaune et al1 , 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 (Martini et al1 , 1998 ) 。水介 质含盐度小于 014 ×104 mg/ 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 ( Martini et al1 , 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。 414 地质作用 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 ) 。 415 沉积时间 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 10 000 年急剧上升 , 对只有 10 000 年地层 , 即使地层中残留含碳量为 011 % ,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 12 000年(林春明等 , 1999 ; Lin et al1 , 2005 ) ,晚 第四纪地层总生气量就达到了 2 445127 ×108 m 3 (林 春明等 , 2005b ) 。 5 生物气系统 含气系统( Gas bearing system) 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) 。 511 含气系统特征 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 ; Lin et al1 , 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 (Shurr and Ridgley ,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。 512 含气系统的几何形态 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 324 古 地 理 学 报 2006 年 8 月
第8卷第3期 林春明等:生物气研究现状与勘探前景 产气区(图4A)。这类气藏的气体聚集范围大,与5.3生物气的运移和聚集 烃源层密切共生。最简单地说,广泛分布的地层单地质历史来看,地下天然气的聚集往往是气 元自烃源岩和储集岩开始沉积和早期生成生物气以体不断散失和源岩不断补充达到某种程度上相对平 来一直处于生物成因下限的上面。图4A用示意图衡所造成的结果(郝石生等,1994)。生物气的散 说明由此产生的连续或席状层的几何形态。地层2失更为突出,全世界每年由沼泽和稻田向大气释放 的下部目前处于盆地的生物成因下限的下面;然的生物甲烷气约6000×103m3( Delaune et al 而,在早期生成时,即沉积后不久,该单元处于生1986)。大气层中80%~90%的甲烷来自缺氧环 物成因下限的上面。这是盆地在沉积和生成期间的境下的微生物活动,它是温室效应的主要气源之 古构造沉降造成的结果。 ( Delaune et al..,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 ····", 生判成下限 生物甲烷开始生成时受地层水的溶解和粘土的 烃源岩层 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 生物成因下限 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 图4早期生物气生成系统(A)和晚期生物气 减小,使水溶气不断从水体中分离成为游离气,对 生成系统(B)中的源岩及气藏分布形态 游离气而言,其动力主要是浮力,随埋深增加和甲 (据Shur和 Ridgley,2002) 烷不断生成,逐渐突破粘土层毛细管阻力束缚,呈 Fig 4 Rod geometries in basin cross sections with biogenic gas accumulations of early- generation system(A) 气泡或气团向上运移。气体首先聚集在砂体隆起部 late- gen 位或岩性尖灭封闭端,当气体来源丰富时才在低部 (after Shurr and Ridgley 2002) 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 晚期生物气生成系统(图4B)与早期生成含气的运移。 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6生物气藏的分布和我国生物气藏的 系统的原始模型。安特里姆页岩既是源岩又是储集 远景 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61世界生物气藏的分布 物之下的页岩地下露头。生物气是在冰川作用期间 生物气埋藏浅,分布广泛(图5),在加拿大、 和以后生成的,当时比较淡的水把微生物带到源岩德国、意大利、西班牙、日本、前苏联、美国、中 层中,而该处的条件有利于细菌的生存( Martini国等数十个国家都发现了具工业价值的生物气藏 a1.,1998)。地层水的含盐量是微生物活动的主( Rice and Claypool,1981; Shurr and Ridgley, 要约束条件,从而确定了该层组生物成因下限的002 Garcia-cl,eta.,2002)。生物气藏是 位置。由此产生的环状几何形态更多地受剥蚀和非常规气藏的一种类型( Shurr and ridgley 沉降的影响,它们实质上是沉积后的作用,而不2002),世界上发现的天然气储量中20%以上属于 是影响安特里姆页岩几何形态的古区域构造作用非常规生物气( Rice and Claypool18),甚至可达 造成的。 到25%~30%(umau,1984)。在美国、波兰和意 201994-2007ChinaacAdemicJourmaleLectronicPublishinghOuse.Allrightsreservedhttp://www.cnki.net
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。 图 4 早期生物气生成系统(A)和晚期生物气 生成系统(B) 中的源岩及气藏分布形态 (据 Shurr 和 Ridgley , 2002) Fig14 Pod geometries in basin cross sections with biogenic gas accumulations of early2generation system (A) , late2generation system (B) (after Shurr and Ridgley ,2002) 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(Martini et al1 , 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。 513 生物气的运移和聚集 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 6 000 ×108 m 3 (DeLaune et al1 , 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 (DeLaune et al1 , 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 0～100 m 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 生物气藏的分布和我国生物气藏的 远景 611 世界生物气藏的分布 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 ( Rice and Claypool , 1981 ; Shurr and Ridgley , 2002 ; Garcia - Gil , et al1 , 2002 ) 。生物气藏是 非常 规 气 藏 的 一 种 类 型 ( Shurr and Ridgley , 2002 ) ,世界上发现的天然气储量中 20 %以上属于 非常规生物气 (Rice and Claypool ,1981) ,甚至可达 到 25 %～30 % ( Grunau ,1984) 。在美国 、波兰和意 第 8 卷 第 3 期 林春明等 : 生物气研究现状与勘探前景 325
26 古地理学报 2006年8月 Costas 9e“ ●指生物气藏 图5已确证的浅层生物气藏分布(据 Martini et al.,1998;Shu和 Ridgley,2002) Fig 5 Maps showing documented accumulations of shallow biogenenic gas (after Martini et al Shurr and Ridgley, 2002) 数字是指原文中论述的具体生产区:1—墨西哥湾;2一库克湾;3-西西伯利亚 喀尔巴阡山前渊;5一亚平宁山前渊;6一柴达木盆地;7-日本 大利存在不少生物气藏,其中墨西哥湾和阿拉斯加6.2我国生物气藏的远景 的库克湾是最重要的生物气田区( Shurr and Ridg- 根据冯福闿等人(195)计算,我国生物气资源 ley2002)。西西伯利亚盆地具有占世界储量1/3量约为2.66×1012m3,这表明我国生物气具有良 的巨大天然气资源,是生物气和热解气的混合气好的勘探前景 (Littke et al.. 1999) 在我国东部各中、新生代盆地中,第四系和新 非常规生物气藏一般存在于三角洲、大陆架和近系沉积厚度达1000~2000m,先后都钻遇了生 陆相等环境中,储层时代主要为白垩纪、古近纪、物气。如松辽盆地近30年的油气勘探开发、水文 新近纪和第四纪( Vilks et al.,1974; Schoel,地质钻孔和民用水井施工中,在0~1000m深度 1983; Okyar and Ediger,1999),最老的是美国密范围内陆续发现了很多天然气藏和天然气显示,层 执安盆地的中-晚泥盆世 Antrim页岩和阿巴拉契位上也分布在第四系和新近系的大安组,第四系埋 亚盆地泥盆纪页岩的生物气( Martini et a!.,1998;藏深度在57~82m,与杭州湾两岸的浅层生物气 Shurr and Ridgley,2002)。生物气藏的埋藏深度藏埋深基本一致;大安组埋深相对较深,为134 可以从几十米到上千米(表2),一般小于1500m238m。研究表明这些天然气绝大多数属于生物甲 ( Rice and Claypool,1981)。就生物气储量而言,白烷气。实际生产生活中也时常出现生物气显示,比 垩纪储层的储量最丰富,古近纪、新近纪次之,第如在齐家、萨西地区村民打水井过程中,常常见到 四纪生物气藏的规模一般较小 逸出的气体,其遇火可燃;水文地质队在林甸地区 201994-2007ChinaAcademicJournalElectronicPublishingHouse.Allrightsreservedhttp:/www.cnki.net
图 5 已确证的浅层生物气藏分布(据 Martini et al1 , 1998 ; Shurr 和 Ridgley , 2002) Fig15 Maps showing documented accumulations of shallow biogenenic gas (after Martini et al1 , 1998 ; Shurr and Ridgley , 2002) 数字是指原文中论述的具体生产区 : 1 —墨西哥湾 ; 2 —库克湾 ; 3 —西西伯利亚 ; 4 —喀尔巴阡山前渊 ; 5 —亚平宁山前渊 ; 6 —柴达木盆地 ; 7 —日本 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 (Shurr and Ridg2 ley ,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 (Littke et al1 ,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 ( Vilks et al1 , 1974 ; Schoell , 1983 ; Okyar and Ediger , 1999 ) ,最老的是美国密 执安盆地的中 —晚泥盆世 Antrim 页岩和阿巴拉契 亚盆地泥盆纪页岩的生物气(Martini et al1 , 1998 ; Shurr and Ridgley , 2002 ) 。生物气藏的埋藏深度 可以从几十米到上千米 (表 2) ,一般小于1 500 m (Rice and Claypool ,1981) 。就生物气储量而言 , 白 垩纪储层的储量最丰富 , 古近纪、新近纪次之 , 第 四纪生物气藏的规模一般较小。 612 我国生物气藏的远景 根据冯福 等人(1995) 计算 , 我国生物气资源 量约为 2166 ×1012 m 3 , 这表明我国生物气具有良 好的勘探前景。 在我国东部各中、新生代盆地中 , 第四系和新 近系沉积厚度达 1 000～2 000 m , 先后都钻遇了生 物气。如松辽盆地近 30 年的油气勘探开发、水文 地质钻孔和民用水井施工中 , 在 0～1 000 m 深度 范围内陆续发现了很多天然气藏和天然气显示 , 层 位上也分布在第四系和新近系的大安组 , 第四系埋 藏深度在 57～82 m , 与杭州湾两岸的浅层生物气 藏埋深基本一致 ; 大安组埋深相对较深 , 为 134～ 238 m。研究表明这些天然气绝大多数属于生物甲 烷气。实际生产生活中也时常出现生物气显示 , 比 如在齐家、萨西地区村民打水井过程中 , 常常见到 逸出的气体 , 其遇火可燃 ; 水文地质队在林甸地区 326 古 地 理 学 报 2006 年 8 月