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.net413 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