如何判斷生物成因氣

Ⅰ 天然氣的成因類型及鑒別

(一)天然氣的成因類型

天然氣可分為烴類氣和非烴類氣兩大類，在石油和天然氣地質領域，天然氣一般專指以含甲烷為主的可燃烴類氣。烴類氣又可分為兩類:有機成因的和無機成因的，無機成因烴類泛指由無機質所形成的烴類氣，如深源氣等;有機成因烴類氣是指那些由有機質通過細菌分解(生物成因氣)、熱分解(熱解成因氣)或煤化(煤系成因氣)作用而形成的烴類氣。M.Schoell(1980)將其作了更明確的界定:生物成因的天然氣，C₂₊含量少於0.05%，成熟度小於0.6，它包括陸相(Bt)和海相(Bm)兩種不同環境中形成的天然氣。熱成因的天然氣包括與原油共生的潮濕型氣體(T)，這種天然氣C₂₊含量高於5，成熟度在0.6～1.2之間。另一種熱成因的天然氣為乾燥型氣體(TT)，C₂₊含量不會超過5%，多數小於1%，成熟度變化范圍大，從0.8到3。按照Tissot等(1974)的意見，這類天然氣可根據乾酪根類型細分為:海相腐泥質(TTm)型和陸相腐殖質型(TTh)兩類。除生物成因和熱成因兩大類外，還有一類介於兩者之間的混合型(M)天然氣(圖14－5)。由陸相沉積環境腐殖型有機質形成的天然氣，往往比由海相沉積環境腐泥型有機質形成的天然氣更富含¹³C(兩者的δ¹³C值相差12左右)，而且隨著有機質成熟度的增加，不管是由腐殖型有機質還是由腐泥型有機質形成的天然氣，它們的δ¹³C值都趨向增加(圖14－6，圖14－7)。

圖14－5 天然氣的成因類型分類(據Schoell，1980)

圖14－6 天然氣中含碳氣體的碳同位素組成(據Deines，1980)

根據多源、多階段成氣理論，天然氣成因分類的主要依據是生氣有機質的類型、成氣作用和有機質演化階段。張士亞等(1994)把有機成因烴類氣分為四大類(表14－1)，同時指出δ¹³C=－29‰是識別天然氣源岩有機質母質類型的良好標志，而δ¹³C=－55‰則是識別天然氣成氣作用和有機質演化階段的良好標志。張義綱等(1994)研究了天然氣成因，他們根據δ¹³C值把天然氣分為5種成因和12種氣:①原生微生物成因(生物氣);②原生熱解成因(低熟、成熟、高熟的腐殖氣和腐泥氣);③表生菌解成因(油層、煤層菌解氣);④後生半無機成因(熱液烴氣);⑤無機成因(深源氣、高純二氧化碳氣)。

圖14－7 海相腐泥質(TTm)和陸相腐殖質(TTh)母岩熱成因甲烷的δD－δ¹³C關系圖(據Schoell，1980)

表14－1 有機成因烴類氣的分類

(據張士亞，1994)

(二)天然氣成因類型的碳同位素界定

烷烴的碳同位素組成的一般特徵(戴金星，1993)如下:

1.有機烷烴的碳同位素組成

1)有機烷烴氣的δ¹³C值隨成熟度(R_o)的增大而增高;

2)有機的同源同期甲烷及其同系物的δ¹³C值隨烷烴分子中碳數的增大而增高;

3)由相同或相近成熟度源岩形成的煤成氣甲烷，其δ¹³C值比油型氣對應組分高;

4)甲烷及其同系物中的某些組分被細菌氧化後，會使其剩餘組分的碳同位素組成變重。

母質相同但成熟條件不同或成熟度相同而母質不同的條件下形成的天然氣，其碳同位素組成有著明顯的區別。

2.無機烷烴類碳同位素組成

1)無機甲烷碳同位素的δ¹³C值大多比有機甲烷高;

2)無機甲烷及其同系物的δ¹³C值隨烷烴氣分子中碳數的增加而降低。

圖14－8 天然氣成因判別圖

3.δ¹³C₁特徵

生物成因氣的δ¹³C₁均值小於－54‰，油田伴生氣δ¹³C₁均值介於－54‰～－40‰之間，過成熟氣或煤型氣的δ¹³C₁均大於－40‰。同時，還可以利用輕烴氣體中甲烷及其同系物的比值與δ¹³C₁值劃分天然氣的成因類型(圖14－8)。

4.天然氣分類

在天然氣的分類判識上存在很多劃分標准，現在普遍接受的觀點是將天然氣按來源分為有機成因氣和無機成因氣，按有機成因中母質的不同分為油型氣和煤型氣，按其生成演化階段分為生物氣、生物－熱催化過渡帶氣、熱解氣、裂解氣。戴金星(1993)提出用甲烷、乙烷、丙烷碳同位素來鑒別天然氣是否是煤型氣和判別有機烷烴氣的成因，並提出了區分不同成因天然氣的方法和碳同位素界定范圍(表14－2)。

表14－2 天然氣碳同位素鑒定表

注:δ¹³C₁為甲烷的δ¹³C值;δ¹³C₂為乙烷的δ¹³C值;δ¹³C₃為丙烷的δ¹³C值。 (據戴金星，1993)

5.天然氣中δ¹³C_CO2特徵

天然氣中δ¹³C_CO2的特徵是鑒別CO₂成因類型及來源的重要指標。δ¹³C_CO2重於－8是無機成因氣，輕於－10是有機成因氣，當δ¹³C_CO2在兩者之間時，可以是有機成因與無機成因的共存區或混合區(Daieta1.，2000)。

天然氣甲烷的碳同位素組成隨成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素組成也隨成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大(戴金星，1999;戴金星，2005)。因此，除去混源情況外，天然氣的乙烷碳同位素組成主要反映天然氣的母質來源。而且由於甲烷成因的多源性及其易受到各種成藏次生作用的影響，人們更相信利用乙烷碳同位素組成判識天然氣成因的可靠性，一般以C₂在－28‰～－30‰作為腐殖型與腐泥型成因天然氣的界限。而處於這一區間內則屬混源氣。

圖14－9 塔里木盆地塔河油田原油碳同位素類型曲線

6.天然氣的同位素異常

天然氣的生成具有階段性，烴源岩在不同演化階段生成的天然氣以及不同類型的天然氣具有不同的地球化學特徵。由於在地質條件下成氣營力較為復雜，常可看到天然氣的甲烷及同系物的碳同位素組成分布倒轉或非線性變化的現象，這種氣的成因可能與生物降解、異常高溫或多源、多階段復合有關。A.T.James等(1991)認為，來自木質－煤型生氣烴源岩的天然氣，其受源岩控制的程度大，木質－煤型有機質的天然氣，其高分子量的濕氣組分的碳同位素組成出現倒轉，即正丁烷的碳同位素組成比丙烷輕。戴金星(1989)則認為，甲烷同系物的碳同位素組成輕重的全部倒轉是混源(混合)氣的特徵，這種混合氣包括不同類型母質的生成氣的混合或同一母質的不同成熟階段的生成氣的混合。高波等(2006)在對塔河油田原油和天然氣地球化學特徵進行詳細研究的基礎上，根據油氣蘊藏中得到的成藏信息，對塔河油田的油氣充注期次進行了探討。通過對原油不同族組分碳同位素的研究，得出塔河油田原油兩期充注的地球化學證據(圖14－9)。一般來說，正常原油碳同位素類型曲線符合δ¹³C_飽和烴<δ¹³C_芳烴<δ¹³C_非烴<δ¹³C_瀝青質的順序，而本區原油的瀝青質碳同位素普遍變輕，部分原油的非烴碳同位素也比較輕，出現了碳同位素順序的倒轉，這說明本區原油至少經歷了兩期充注與成藏過程。早期充注的原油成熟度較低，原油及其族組成的碳同位素較輕，在成藏後因遭受生物降解作用，主要殘留了非烴和瀝青質等重組分;與後期充注的正常原油相混合後，原油飽和烴和芳香烴碳同位素主要表現為後期充注原油的特徵，碳同位素相對較重，非烴和瀝青質則表現為兩者的混源特徵而相對較輕。

(三)天然氣成因類型的鑒別

1.有機甲烷和無機甲烷的鑒別

(1)有機成因甲烷的鑒別

關於一些有機成因甲烷的鑒別，目前較為統一的認識(戴金星，1992)是:①生物氣δ¹³C₁<－55;熱解氣δ¹³C₁>－55‰，大部分大於－53‰;②生物氣甲烷許多不與重烴氣共生，有的僅有微量或痕量乙烷和丙烷與之共生，總重烴氣常小於0.5%(柴達木盆地生物氣甲烷與之共生重烴氣小於0.2%)，C₁/C₂₊₃>170，大部分在200以上，是干氣;相反，熱解氣甲烷和乙烷、丙烷及丁烷共生，C₁/C₂₊₃大部分小於15‰，絕大部分小於10‰，為濕氣;③生物氣甲烷與油不共生，熱解氣甲烷與油共生;④圖解法，用δ¹³C－C₁/C₂₊₃鑒別圖版(圖14－10)，可區分生物氣甲烷和熱解氣甲烷，前者在I¹和I²區，後者在II¹區。

圖14－10 δ¹³C－C₁/C₂₊₃鑒別圖版

(2)原油伴生(熱解)氣甲烷和油型裂解氣甲烷鑒別

①原油伴生氣δ¹³C₁值大於－55‰至－40‰;油型裂解氣δ¹³C₁值大於－37‰至小於－30‰。②原油伴生氣甲烷與之共存的重烴氣含量大於5%，通常大於8%，C₁/C₂₊₃絕大部分小於10‰，是濕氣;油型裂解氣甲烷與之共存的重烴氣含量小於5%，常常在3%下，往往沒有丁烷。③原油伴生氣甲烷通常為原油的附屬物，溶解在原油中，油型裂解氣甲烷往往在游離氣(氣層氣)中。④圖解法，用δ¹³C－C₁/C₂₊₃鑒別圖版(圖14－10)，可區分原油伴生氣甲烷和油型裂解氣甲烷，前者在II¹區，後者在Ⅱ²和Ⅲ¹區。

戴金星在根據我國松遼、渤海灣、四川、柴達木、鄂爾多斯、塔里木、准噶爾、瓊東南和東海等17個盆地、14個煤礦、5個溫(熱)泉點1007個氣樣的碳、氫同位素、輕烴、氣組分等許多項目，總計10854個分析數據，同時參考國外許多有關資料的基礎上，總結出有機和無機烷烴氣識別的一般規律:除高成熟和過成熟的極少量煤型氣甲烷外，凡甲烷碳同位素(δ¹³C₁)大於－30‰的是無機甲烷，絕大部分有機甲烷δ¹³C₁值小於－30‰。表14－3為國內外大量無機甲烷δ¹³C₁值均大於－30的實例。

表14－3 世界上一些無機甲烷碳同位素組成

可以用地質綜合分析法區別δ¹³C₁>－30的無機甲烷與煤型氣甲烷:煤型氣甲烷通常產出在煤系中(澳大利亞Cooper盆地)或在煤系之上(中國文留氣藏和汪家屯氣田、中歐盆地Rothliegende氣藏)或在煤系之下(中國華北油田壩縣地區)。無機甲烷產出處，通常沒有煤系，往往在火山區、地熱區或深大斷裂、俯沖帶、洋脊附近，如我國騰沖硫磺塘和甘孜拖壩鎮以及紐西蘭地熱區。

2.有機烷烴氣和無機烷烴氣的鑒別

天然氣甲烷的碳同位素組成隨成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素組成也隨成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大。因此，天然氣的乙烷碳同位素組成如果除去混源外，主要反映天然氣的母質來源。而且由於甲烷成因的多源性及其易受到各種成藏次生作用的影響，人們更相信利用乙烷碳同位素組成判識成因的可靠性，一般地以δ¹³C₂在－28‰～－30‰作為腐殖型與腐泥型成因天然氣的界限，而處於這一區間附近則屬混源氣。在熱演化過程中乙烷碳同位素分餾較弱，因而，δ¹³C₂是劃分天然氣母質類型的有效指標。乙烷、甲烷碳同位素的差值Δ¹³C_2－1隨熱演化程度增高而減小，且基本不受母質類型的影響，可用於確定成熟度。因此，應用δ¹³C₂－Δ¹³C_2－1關系圖可區分不同成因類型的天然氣。

烷烴氣的碳同位素系列對比可鑒別有機和無機烷烴氣。所謂烷烴氣碳同位素系列系指依烷烴氣分子碳數順序遞增，δ¹³C值依次遞增或遞減。遞增者(δ¹³C₁<δ¹³C₂<δ¹³C₃<δ¹³C₄)稱為正碳同位素系列;遞減者(δ¹³C₁>δ¹³C₂>δ¹³C₃)稱為負碳同位素系列。有機烷烴氣具有正碳同位素系列，我國和國外含油氣盆地有大量這樣的有機烷烴氣。無機烷烴氣具有負碳同位素系列，這方面國內外目前研究均較薄弱。在我國松遼盆地北部芳深1井，東海盆地天外天構造新近系中，都發現具有負碳同位素系列特徵的無機烷烴氣。此外，在美國和蘇聯也有發現。

圖14－11 C₇系統三角圖版

C₇系統三角圖版對於濕度較大的有機烷烴氣的鑒別，可藉助與之共生的同源的C₇系統輕烴，能較好確定烷烴氣屬類。C₇系統的化合物包括三類:正庚烷(nC₇)、甲基環己烷(MCC₆)及各種結構的二甲基環戊烷(ΣDMCC₅)。正庚烷主要來自藻類和細菌，對成熟作用十分敏感，是良好的成熟度指標。各種結構二甲基環戊烷主要來自水生生物的類脂化合物。甲基環己烷主要來自高等植物木質素、纖維素、醣類等，是反映陸源母質類型的良好參數，熱力學性質相對穩定。因此，以上述三類化合物為頂點編制的三角圖，能較好判別有機成因氣，從而也就可鑒別有機烷烴氣。圖14－11是我國C₇系統三類化合物資料編制的三角圖版:I區為油型氣區，即油型烷烴氣區;II區為煤型氣區，即煤成烷烴氣區。例如鄂爾多斯盆地塞18井的天然氣中C₇系統輕烴三類化合物各佔比例:nC₇為38.4%，MCC₆為6.3%，ΣDMCC₅為55.3%，以這些數據標在圖上得點A落在I區，因此，它為油型烷烴氣;再如渤海灣盆地蘇橋氣田蘇402井天然氣中C系統輕烴三類化合物各佔比例:nC₇為30.9%，MCC₆為48.1%，ΣDM-CC₅為21.0%，把這些數據標在圖上得點B落在II區，因此，它為煤型烷烴氣。

鑒別天然氣中某組分的成因類型，不能推斷天然氣中其他組分也屬同一成因。確定天然氣的成因，對各組分都進行成因鑒別是最科學的。但這樣要花很大人力與財力，一般只鑒別天然氣中幾個主要組分的成因類型，說明該天然氣的主要成因從屬。

用多項指標綜合確定組分或天然氣的成因，比單一指標鑒別更可靠。一定要把用指標識別氣的成因類型與具體地質條件結合起來。戴金星(1992)根據「六五」和「七五」期間科研項目鑒別各類天然氣的研究成果，同時參考了國外有關文獻，概括出各類成因天然氣綜合鑒別表(表14－4)。該表可用來鑒別天然氣組分，以至天然氣的成因屬類。

表14－4 不同成因類型天然氣的綜合鑒別特徵

續表

(據戴金星，1993，簡化)

天然氣氣源對比的關鍵是挑選合適的氣源對比指標，如天然氣組分、碳同位素、輕烴及輕烴同位素，判斷出天然氣性質，再結合岩石的性質和分布，確定天然氣的烴源岩。

甲烷、乙烷、正構烷、異構烷的碳同位素在識別天然氣成因及其母質類型中已發揮了重要作用，但C₆以上單體烴碳同位素分布信息在油氣/源岩對比研究中還停留在看圖識字的水平上，還有很大潛力。正構烷、異構烷的碳同位素分布配合其碳數分布可以更可靠地確認油氣生源及其烴源岩，甚至揭示其生烴機制。乾酪根熱解生烴、可溶有機質生烴、有機質經過微生物改造後生烴等不同的生烴機制，即未熟低熟油生烴機制和成熟油生烴機制的不同，在烴類碳同位素分布上理應有所反映。張林曄等認為，濟陽坳陷未熟油主要源自可溶有機質(ZhangLY， et al.，2004)。日本Tho等通過實驗說明，木質素經過微生物改造後，成熟門檻從300℃降到200℃(ThoK， et al.，2004)。ZhangYG於1979年在國內、1981年在英國刊物上首先提出未熟、低熟油的概念。

然而，由於油氣形成的漫長性和本身的可流動性，在運移、聚集甚至儲層對比中會經歷一系列的變化。這樣就會模糊甚至完全掩蓋這些原生的相似性，從而大大增加對比的多解性和復雜性。為此，合理地選用對比參數，並綜合各種地質及同位素地球化學資料是十分必要的。

3.輕烴單體苯、甲苯同位素的油(氣)源對比

採用天然氣中C－C穩定碳同位素組成進行氣源對比是目前國內外最常用的方法，但是這種對比的局限性在於這些組成不僅受有機質類型控制，而且在不同程度上還要受到熱演化程度、生物降解作用、運移等非成因因素的影響，在某些情況下，使氣源對比的可靠性降低。因此，必須尋找到不受上述作用干擾、主要與成因有關的氣源對比指標。近年來，天然氣中苯和甲苯含量有時也用作對比指標。蔣助生等(2000)利用熱模擬與在線同位素分析技術，從天然氣及氣源岩熱解產物中的甲烷、乙烷、苯和甲苯的穩定碳同位素組成入手，結合塔里木盆地、鄂爾多斯盆地和鶯－瓊盆地的地質實例進行了對比研究，探討了這些組成作為氣源對比參數的可行性。發現熱成熟度和運移效應對苯、甲苯碳同位素組成影響較小。研究結果表明，同一類型氣源岩熱模擬產物中苯、甲苯同位素組成受熱成熟度的影響不大。在400～600℃熱模擬實驗中，除個別點外，變化小於1，說明它們基本上不受熱成熟度的影響。同一類型的天然氣、源岩的苯和甲苯碳同位素組成沒有太大的差異，不同層位氣源岩苯、甲苯碳同位素組成有明顯區別，大多相差3以上。甲苯脫吸附實驗表明，甲苯碳同位素組成在脫吸附過程中基本上不發生變化;而熱成熟度和運移效應對C₁—C₂碳同位素組成影響較大，同一樣品在不同熱成熟度階段甲烷碳同位素組成的變化可達10左右，乙烷碳同位素組成的變化可達5左右。甲烷的擴散效應可使甲烷碳同位素組成變化達15左右，吸附效應可使甲烷碳同位素組成變化達20左右。苯、甲苯碳同位素組成可作為氣源對比的有效指標。甲苯碳同位素值與其他氣源對比指標相結合使用，不僅可以有效地判識氣源，而且還可以判識天然氣成熟度。利用苯、甲苯碳同位素組成指標在我國塔里木等盆地氣源對比中取得了較好的效果。楊池銀(2003)通過對板橋凹陷深層及奧陶系潛山均鑽遇的乙烷以上具異常重碳同位素的天然氣研究，使用輕烴族組成、C輕烴組成、環烷指數及苯、甲苯碳同位素證實，氣源主要為板橋凹陷古近系偏腐殖型烴源岩。

Ⅱ 天然氣是如何形成的

1、生物成因

成岩作用（階段）早期，在淺層生物化學作用帶內，沉積有機質經微生物的群體發酵和合成作用形成的天然氣稱為生物成因氣。其中有時混有早期低溫降解形成的氣體。生物成因氣出現在埋藏淺、時代新和演化程度低的岩層中，以含甲烷氣為主。生物成因氣形成的前提條件是更加豐富的有機質和強還原環境。

2、有機成因

沉積有機質特別是腐泥型有機質在熱降解成油過程中，與石油一起形成的天然氣，或者是在後成作用階段由有機質和早期形成的液態石油熱裂解形成的天然氣稱為油型氣，包括濕氣（石油伴生氣）、凝析氣和裂解氣。

3、煤型氣

煤田開采中，經常出現大量瓦斯湧出的現象，如重慶合川區一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高達140萬立方米，這說明，煤系地層確實能生成天然氣。

煤型氣是一種多成分的混合氣體，其中烴類氣體以甲烷為主，重烴氣含量少，一般為干氣，但也可能有濕氣，甚至凝析氣。有時可含較多Hg蒸氣和N2等。

4、無機成因

地球深部岩漿活動、變質岩和宇宙空間分布的可燃氣體，以及岩石無機鹽類分解產生的氣體，都屬於無機成因氣或非生物成因氣。它屬於干氣，以甲烷為主，有時含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它們的某一種為主，形成具有工業意義的非烴氣藏。

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天然氣用途：

1、工業燃料

以天然氣代替煤，用於工廠採暖，生產用鍋爐以及熱電廠燃氣輪機鍋爐。天然氣發電是緩解能源緊缺、降低燃煤發電比例，減少環境污染的有效途徑，且從經濟效益看，天然氣發電的單位裝機容量所需投資少，建設工期短，上網電價較低，具有較強的競爭力。

天然氣發電，通過處理天然氣以後，然後安裝天然氣發電機組來提供電能。

2、工藝生產

如烤漆生產線，煙葉烘乾、瀝青加熱保溫等。

3、天然氣化工工業

天然氣是製造氮肥的最佳原料，具有投資少、成本低、污染少等特點。天然氣占氮肥生產原料的比重，世界平均為80%左右。

4、城市燃氣事業

特別是居民生活用燃料，包括常規天然氣，以及煤層氣和頁岩氣這兩種非常規天然氣。主要是生產以後並入管道，日常使用天然氣。隨著人民生活水平的提高及環保意識的增強，大部分城市對天然氣的需求明顯增加。天然氣作為民用燃料的經濟效益也大於工業燃料。

5、壓縮天然氣汽車

以天然氣代替汽車用油，具有價格低、污染少、安全等優點。國際天然氣汽車組織的統計顯示，天然氣汽車的年均增長速度為20.8%，全世界共有大約1270萬輛使用天然氣的車輛，2020年總量將達7000萬輛，其中大部分是壓縮天然氣汽車。

天然氣是優質高效的清潔能源，二氧化碳和氮氧化物的排放僅為煤炭的一半和五分之一左右，二氧化硫的排放幾乎為零。天然氣作為一種清潔、高效的化石能源，其開發利用越來越受到世界各國的重視。全球范圍來看，天然氣資源量要遠大於石油，發展天然氣具有足夠的資源保障。

6、增效天然氣

是以天然氣為基礎氣源，經過氣劑智能混合設備與天然氣增效劑混合後形成的一種新型節能環保工業燃氣，燃燒溫度能提高至3300℃，可用於工業切割、焊接、打破口，可完全取代乙炔氣、丙烷氣，可廣泛應用於鋼廠、鋼構、造船行業，可在船艙內安全使用，現市面上的產品有銳鋒燃氣，銳鋒天然氣增效劑。

Ⅲ 煤、石油、天然氣是怎樣形成的它們各以怎樣的形式存在

我這是自己打的不是復制的哦。煤、石油、天然氣是怎樣形成的這三個問題你在網路上隨便搜索一下就有了。
我來和你說一下它們各以怎樣的形式存在吧 首先 1、石油是以液態形式存在於地下岩石孔隙中的，也有存在於地下的裂縫或者溶洞中的但大部分是存在於岩石孔隙中的。2、天然氣是石油的伴生氣體賦存狀態主要以游離態為主他們有共同的特性就是必須有良好的封閉層也就是圈閉不然氣體和石油就不會被儲存。氣比油水都輕所以一般在封閉層的最上端。也有單一的天然氣藏但是規模就很大基本都要滿足一定的地質條件才能聚集。3煤層就是古代死亡的植物所形成的必須在還原環境下也就是無氧環境下，煤層的存在是以固體形式存在的。

Ⅳ 天然氣的成因類型及特點

根據形成機理，天然氣可劃分為有機成因氣和無機成因氣兩大類。所謂有機成因氣是指分散的沉積有機質或可燃有機礦產 ( 油、煤和油頁岩) ，在其成岩成熟過程中，由微生物降解和熱解作用形成的以烴氣為主的天然氣，就目前的研究程度來看，現今發現的天然氣絕大部分屬於有機成因氣。顯然，這是一個非常龐大的類型。由前面的敘述可知，根據成氣的主要作用因素，可進一步將有機成因氣分為生物成因氣 ( 包括成岩氣) 和熱解氣，後者是有機成因氣的主體。還可根據成氣有機質類型的不同再進一步劃分: 將由成油有機質 ( Ⅰ、Ⅱ型乾酪根) 形成與石油相伴生成的天然氣稱為油型氣; 而將Ⅲ型乾酪根和成煤有機質在成煤變質過程中形成的天然氣稱為煤型氣。這樣就將天然氣劃分為四種基本的成因類型，即生物成因氣、油型氣、煤型氣和無機成因氣 ( 表 5 －5) 。

表 5 －4 天然氣組成的來源

表 5 －5 天然氣成因類型

(一)生物成因氣

生物成因氣是有機質在還原環境下主要由微生物降解、發酵和合成作用形成的以甲烷為主的天然氣，有時也包括(或混有)部分早期低溫降解作用形成的甲烷氣和數量不等的重烴氣。

生物成因氣形成過程包括一系列復雜的生物化學作用。這一過程從淺處的微生物喜氧呼吸的代謝作用開始，游離氧被消耗，從而進入硫酸鹽還原帶的厭氧呼吸階段，使硫酸鹽還原為H₂S;當繼續進入缺硫酸鹽的碳酸鹽還原帶時，在嚴格的厭氧環境中，微生物發酵作用使不溶有機質(生物聚合物)在酶的作用下變成可溶有機質，進而在產酸菌和產氫菌的作用下變為揮發性有機酸、H₂和CO₂;H₂和CO₂在甲烷菌的作用下，最終合成甲烷。因此，碳酸鹽還原帶是生成生物甲烷的主要生化帶(圖5－27)。

富含硫酸鹽的強還原環境，特別是沉積腐泥型有機質的強還原環境，對產甲烷菌有明顯的抑製作用，有機質不易分解出H₂和CO₂，使生物成因氣不能大量生成。在陸相環境中，由於淡水湖泊鹽度低，缺少硫酸鹽類礦物，腐殖型和混合型有機質易被分解成H₂和CO₂，並有利於甲烷菌繁殖。甲烷在靠近地表不深的地帶即可形成，但由於埋深太淺，大部分被散失或氧化，不易形成規模較大的生物成因氣藏。在低氣溫的極地和深海，淺層形成的烴氣可與水結合形成固態氣－水合物。在半鹹水和鹹水湖，尤其是鹼性鹹水湖有利於有機質保存。直到埋藏一定深度後，有機質才大量分解並使產甲烷菌大量繁殖，合成的甲烷在適當的條件下可聚集成較大規模的氣藏。因此，富含腐殖型和混合型有機質的淺海和海陸交互相帶，寒冷的極地和深海以及大陸乾旱－半乾旱的鹹水湖泊都是生物成因氣形成的有利沉積環境。

有利於生物氣形成的因素可大致歸納為:①有豐富的有機質;②嚴格的缺氧、缺硫酸鹽環境;③pH值以接近中性為宜;④溫度在35～42℃為最佳。pH值低於6.0或高於8.0，甲烷菌生長和甲烷氣產率都會有明顯減少;甚至會使甲烷菌中毒，發酵停滯。即使發酵好了，也可能缺CO₂;pH值接近8.0時，CO₂溶解度趨近於0，也不能生成CH₄。雖然有資料表明，產甲烷細菌可以在溫度高於100℃時仍能成活，但模擬實驗顯示，適合甲烷菌大量繁殖並生成甲烷的溫度一般低於75℃。在低於75℃的條件下，甲烷的產率隨溫度上升而增加。主生氣帶在25～65℃之間(關德師和戚厚發等，1997)。根據發酵的溫度，可分低溫發酵(＜28℃)，中溫發酵(28－42℃)和高溫發酵(＞42℃);一般高溫發酵具有較高的甲烷產率，因為高溫發酵不僅能使有機質較快地轉化生成甲烷(或許包含有低溫熱解的因素)，而且有新的甲烷細菌群體出現，產酸和產氫菌類型也有較大改善。

生物成因氣化學組成，除個別含N₂較多的天然氣外，CH₄含量一般大於98%，有的甚至在99%以上。重烴含量低，一般少於0.2%，個別可達1%～2%。C₁/C⁺₂(乾燥系數)一般在數百以上到數千不等，為典型的干氣。重烴含量一般隨埋藏深度的增加而增加，這已被深海鑽探計劃提交的研究成果所證實。一般認為重烴含量在2%以上者大多有熱成因氣摻和。

圖5－27 富含有機質的敞開海沉積物中微生物代謝作用的生化環境剖面圖(據Rice＆Claypool，1981)

生物成因氣的δ¹³C₁值一般為－85‰～－60‰(亦有以－55‰或－58‰為上限者)之間，最低可為－90‰。若有深部熱成因氣的加入，δ¹³C₁值可升高達－50‰～－45‰。腐殖母質的生物成因氣其δ¹³C值約為－80‰～58‰。有機質進入沉積域後，經過微生物的發酵作用一直到合成甲烷氣的過程，實際上都是¹²C富集的過程。故生物成因氣中甲烷的¹³C含量很低，因而δ¹³C₁值的負值大。生物成因氣的δ¹³C₁值隨埋藏深度的增加會有所升高。這不僅與少量低溫熱解成因氣的形成有關，也與深部熱解成因氣的向上運移有關。

目前已發現的生物成因氣儲量大致佔世界已發現天然氣總儲量的20%左右。其中大約80%在俄羅斯，而俄羅斯的大部分又是在西西伯利亞地區，其勘探前景不可低估。

(二)油型氣

油型氣指成油有機質(腐泥型和混合型乾酪根)在熱力作用下以及石油熱裂解形成的各種天然氣，主要包括石油伴生氣、凝析油伴生氣和熱裂解干氣。成油有機質的熱演化成烴過程用R_o來表示其階段和主要產物(圖5－28)。

圖5－28 有機質成烴演化條件的模式圖

成油有機質成熟演化過程中產生的天然氣以烴氣為主，但仍有數量不等的非烴氣。CO₂主要形成於深成作用階段的早中期，N₂主要形成於深成階段的中期，H₂S主要形成於深成階段中期到准變質階段。產氣高峰在深成作用的中晚期，這是因為深成作用中晚期成油有機質液態烴產率明顯降低，而產氣率逐漸增加，與此同時已生成的液態烴，開始裂解成氣，兩種成氣作用疊加的結果，使產烴氣率大增，形成產氣高峰。

與成油有機質演化有關的天然氣(烴和非烴)隨深度的生成模式，如圖5－29所示。

成油有機質熱降解作用所形成的石油伴生氣和熱裂解成因干氣，都是在較高溫度(超過門限溫度)下參與熱化學反應形成的。石油和凝析油伴生氣在化學組成上的基本特點是重烴含量高，一般大於5%;最高可達40%～50%，甚至可超過甲烷含量。而且iC₄/nC₄常小於1。過成熟干氣則以甲烷為主，很少重烴(≤2%)。兩者在碳同位素組成上亦有明顯差別，由石油伴生氣→凝析油伴生氣→過成熟干氣向¹³C逐漸富集，δ¹³C₁值增大。分別為－55‰～－40‰，－45‰～－30‰，－35‰。不同演化階段天然氣δ¹³C₁值的分布區間只是概略的，實際情況變化范圍可能更大些。此外還必須指出，在原油開始裂解時形成的天然氣具有較低的δ¹³C₁值，甚至比石油伴生氣更低些(δ¹³C₁值約為－60‰～50‰)。

圖5－29 與成油有機質演化有關的天然氣(烴和非烴)生成模式圖(轉引自陳榮書，1994)

(三) 煤型氣

指腐殖煤及腐殖型煤系有機質在變質作用階段形成的天然氣。其含義與腐泥型有機質在成油演化過程中形成的天然氣稱為油型氣相對應，又稱煤系氣、煤成氣等。

煤系又稱含煤岩系，它是指以含有煤層和煤線為特徵的沉積岩系。當腐殖有機質高度聚集時便形成腐殖煤，而當其分散存在時便形成暗色泥岩和炭質泥岩，一般把有機碳含量≤15%的稱暗色泥岩，在15%～30%之間稱炭質泥岩，＞30%時叫煤。

腐殖煤及腐殖型乾酪根顯微鏡下觀察有3組煤岩顯微組成，即鏡質組、惰質組和殼質組。鏡質組是最主要的組成，它是植物莖、葉等木質纖維組織通過分解和凝膠化作用而形成的，有結構鏡質組和無結構鏡質組。惰質組又稱絲質組，是木質纖維被焚燒或經脫水強氧化後而形成，具絲炭狀細胞結構。殼質組也稱穩定組，包括孢粉、樹脂體、角質體和木栓體等，它們常具清晰的特殊形態和光學性質。上述3種煤岩組分中，揮發分含量以殼質組最多，其次為鏡質組，再次為惰質組。殼質組在成煤所有階段均有烴類生成，鏡質組僅從氣煤－肥煤階段才開始生烴，而惰質組則從貧煤(R_o＞1.9%)階段才產生甲烷。3種煤岩組分和幾種植物組成的元素分析見圖5－30。

圖5－30 煤岩顯微組分和植物組成的H/C與O/C原子比相關圖(據Tissot等，1984)

腐殖有機質的基本結構是帶有許多脂肪族短側鏈和雜原子官能團的縮合稠環芳烴體系。稠環有較大的穩定性，但側鏈和官能團與稠環之間的結合力較弱，熱穩定性小，故在不斷埋藏和升溫過程中逐漸發生脫落，分解形成CO₂、H₂O、N₂、CH₄及其同系物等分子簡單的揮發物質。

成煤作用的階段可劃分為泥炭化作用和煤化作用兩大階段，前者指高等植物主要在生物化學作用下轉變成泥炭的過程。後者又分為成岩作用和變質作用階段，成岩作用階段是從泥炭到褐煤的過程，而變質作用階段主要是在熱力作用下由褐煤依次轉變為長焰煤、氣煤、肥煤、焦煤、瘦煤和貧煤等煙煤至無煙煤的過程。從泥炭到無煙煤的元素組成如圖5－31所示。

圖5－31 在埋藏過程中從泥炭到無煙煤的元素組成演化(據Durand等，1983)

泥炭化階段所生成的生物成因氣因缺乏保存條件而難以形成聚集。與成油母質相比，腐殖型有機質在成岩作用階段形成的生物成因氣，非烴氣含量較高。進入變質作用階段所形成的天然氣稱煤型氣。其中氣煤－肥煤階段(R_o約0.65%～1.2%)為生成輕質油和C₂—C₄重烴氣的高峰期，從焦煤或瘦煤開始(R_o=1.5%或1.7%)，為煤型裂解氣主要生成階段。煤型氣中非烴氣以CO₂生成量最大，N₂次之，H₂S最少;無錫石油地質中心實驗室對不同岩性、不同類型有機質進行了大量的成氣熱模擬實驗和實際資料的研究，得出了主要生氣階段和生氣高峰時R_o值的分布和其母質的H/C原子比值，如圖5－32所示。

煤型氣的化學組成中重烴氣含量有時可達10%以上，甲烷氣一般佔70%～95%。非烴氣中普遍含N₂和Hg蒸氣，也常含CO₂，但貧H₂S。據戴金星等(1985)資料，我國煤型氣的δ¹³C₁值為－41.8‰～－24.9‰;δ¹³C₂值為－27.09‰～－23.81‰，平均值為－25.78‰;δ¹³C₃值為－25.72‰～－19.16‰，平均值為－23.45‰。

圖5－32 天然氣生成模式圖(據張義綱等，1991)

(四)無機成因氣

對於無機成因氣，前面在論及烴類的無機成因中已有所涉及。在此僅就「氣」的無機成因問題進行討論。

Wclham and Craig(1979)在東太平洋海隆熱液噴出口觀測到射出的甲烷氣，從實踐上證實了地球內部大量深源無機成因甲烷氣的客觀存在。在加勒比海深大斷裂附近，曾測得規模更大的甲烷氣，外逸氣中還含有少量乙烷和丙烷(C⁺₂含量達0.5%)。在6300m深處的甲烷濃度為標准海水中甲烷濃度的5000倍，每10日逸出量達1×10⁶m³。

海洋沉積物中廣泛分布的甲烷水合物，數量巨大，甚至連贊成有機成因的研究者(Claypool and Kaplan，1974)也承認難以單用細菌作用生成甲烷來解釋。而深源無機成因說可提供符合實際情況的解釋———由深部形成的甲烷在向地表運移過程中被捕集於泥質沉積物中，在適當溫壓條件下轉變為氣水合物。但氣水合物中δ¹³C₁值一般較低，這可能是由於甲烷在淺層氧化過程中¹³C貧化(同位素交換作用使¹³C富集於CO₂中)所致。

關於深源無機成因氣的形成機理，據French(1966)、Nordlie(1971)、Gerlach(1980)和Holloway(1981)等對地殼內部岩漿作用的熱力學模型的研究結果認為，地殼內部甲烷的穩定性取決於溫度、壓力和氧的化學有效性。氧的化學有效性用「逸度」表示。高逸度值有利於形成H₂O、CO₂和SO₂，低逸度值有利於還原型化合物如H₂S、H₂和CH₄等的形成和保存。

根據對地幔排氣作用的綜合研究結果認為，地幔排氣過程依其特點可分為兩種基本類型:即較高溫度、較高氧逸度、較小壓力的熱排氣過程和較低溫度、較低氧逸度、較大壓力的冷排氣過程。前者地幔氣以H₂O和CO₂為主，後者則以CH₄和H₂為主(陳榮書，1989)。前者相當於火山噴氣，後者則相當於岩漿侵入上覆岩層中的脫氣作用。

化學組成一般以甲烷占優勢，C⁺₂含量很少，一般＜1%。常可見少量到微量的烯烴(乙烯或丙烯)，且氫、氮、二氧化碳、一氧化碳及氦氣含量較高。烴氣中δ¹³C₁值變化范圍大，從－2‰～－41‰都有，但以－15‰～－35‰區間最為普遍。一般以δ¹³C₁值＞－20‰作為無機成因氣的較可靠證據。

目前發現純粹的無機成因氣藏(田)不多，但已發現了許多混有無機成因氣的氣田。如美國中部大陸本得隆起等氣田，氮含量高達80%～90%，伴有7%～9%的氦，推斷這種氣體同深源岩漿成因有關;在俄羅斯科拉半島鑽入超基性岩體的井內，發現含氮量20%～40%、含氦量0.6%～3.7%的天然氣，從這種天然氣的地質產狀及氮－氦組合來看均表明是岩漿成因。我國東營凹陷平方王油田下第三系所產天然氣，二氧化碳含量達63%～66%，系喜馬拉雅期玄武岩與石灰岩接觸後碳酸鈣的熱分解所致。匈牙利潘農盆地米哈伊氣田，呈不整合直接覆蓋在結晶基岩之上的第三系砂層上，產出的天然氣中CO₂含量達95%，CH₄僅4.5%，可能來自結晶基岩深處。

圖5－33 自然界CH₄與CO₂共生體系的δ¹³C_CH4和δ¹³C_CO2分布圖(據Гуцало，1981)

Ⅳ 天然氣成因類型劃分及氣源分析

（一）無機與有機天然氣類型劃分

天然氣成因類型的判識主要依賴於天然氣的組分和碳、氫同位素組成，並以天然氣伴生的輕質油、凝析油、原油的輕烴地球化學特徵以及稀有氣體同位素組成為輔。腰英台地區的甲烷碳同位素明顯偏重，其δ¹³C₁＞30‰。據戴金星（1992），除高成熟和過成熟的煤型氣外，δ¹³C₁＞-30%。的均為無機成因的甲烷，因此利用CH₄（%）與δ¹³C₁（‰）圖可知（圖3-33），腰英台構造帶主要分布煤型氣區內，ChaS1井與YS1井（3466m）登婁庫組可能為無機成因甲烷氣或者少量的無機氣混入的有機氣，另外ChaSl井區的個別樣品介於無機氣與有機氣之間，從而表明此研究區有深部的無機氣混入，達爾罕構造帶以及雙坨子地區主要分布有機成因煤成氣，煤型氣與油型氣需要進一步的判識（張枝煥、童亨茂等，2008）。

圖3-33 無機與有機天然氣類型劃分

1—YS1（K₁d）；2—YS1（K₁yc）；3—YP1（K₁yc）；4—YP7（K₁yc）；5—YS2（K₁yc）；6—DB11（K₁yc）；7—D2（K₁yc）；8—DB33井區；9—ChaS1井區；10—雙—坨子地區

（二）有機烷烴氣體進一步鑒別

在有機成因的烷烴氣中，生物氣和裂解氣均具有高甲烷含量、低重烴含量的特點，它們的區別之一是生物氣甲烷碳同位素較低，而裂解氣的甲烷碳同位素值偏重，根據生物氣的一個良好鑒別標志δ¹³C₁＜-55%來看，長嶺斷陷天然氣均屬於裂解氣。從δ¹³C₁—1gC₁/C₂₊₃關系圖來看（圖3-34），腰英台構造帶與ChaS1井區的天然氣均屬於煤型氣，ChaS1井個別樣品明顯有無機氣的混入，為煤成氣與無機氣的混合氣。雙坨子地區與腰英台地區的天然氣組成特徵明顯存在差別，主要為原油伴生氣以及凝析油與原油伴生氣的混合氣，由此表明兩研究區的天然氣的氣源是不一致的，腰英台與達爾罕構造帶的天然氣主要為腐殖型乾酪根裂解氣，而非原油裂解氣（張枝煥、童亨茂等，2008）。

蘇聯學者Гуцадо（1981）從CH₄與CO₂共生體系碳同位素熱平衡原理出發，以世界上已有CH₄與CO₂共生體系中測得的δ¹³C_.和δ¹³Cco₂為依據，將自然界不同成因類型的CH₄與CO₂共生體系劃分為三個區，即Ⅰ區為無機成因區，Ⅱ區為生物化學氣區，Ⅲ區為有機質熱裂解氣區。根據圖3-35不難看出，研究區腰英台構造帶主要分布有機質熱裂解氣，YS1井與YS2井營城組天然氣個別樣品分布在無機氣的成因區域，大部分樣品介於有機質熱裂解氣區與無機成因氣區，達爾罕構造帶的天然氣主要為有機質裂解氣，因此腰英台構造區塊的天然氣極有可能存在混源特徵，可能有無機氣的混入，其混源單元還需要進一步的鑒別。

圖3-34 天然氣δ¹³C₁—lg（C₂+（C₃）關系圖

1—ChaS1井區；2—雙坨子地區；3—YS1（K₁yc）；4—YS1（K₁d）；5—YP1（K₁yc）；6—YP1（K₁yc）；7—YS2（K₁yc）；8—DB11（K₁yc）；9—DB33井區

圖3-35 CH₄與CO₂共生體系碳同位素分布圖

1—YS1（K₁d）；2—YS1（K₁yc）；3—YP1（K₁yc）；4—YP7（K₁yc）；5—YS2（K₁yc）；6—DB11（K₁yc）；7—D2（K₁yc）；8—DB33井區

（三）無機成因甲烷氣及識別標志

自然界烴類的大規模形成是有機－無機物質相互作用的結果，而現今油氣勘探都是在有機烴源發育的盆地中進行，有機和無機烷烴氣混合成藏使無機烷烴氣不如非烴氣易於識別。盡管如此，目前在許多裂谷盆地中發現了一系列可能的無機成因天然氣的聚集，說明無機成因油氣仍有一定的發展前景。

到目前為止，對無機成因烴類氣體的判斷主要依據有烴類氣體的組分、碳同位素、烷烴碳同位素系列、與烴類氣體伴生的非烴氣體、稀有氣體的含量及同位素以及地質背景綜合分析等方法。松遼盆地有無機成因CH₄的一些重要判別依據：

1.該區與無機CO₂氣藏等伴生的CH₄氣藏，有特高甲烷碳同位素及負碳同位素系列

在松遼盆地采送的與無機CO₂氣藏等伴生的甲烷碳同位素分析樣品，碳同位素值出現了大量的δ¹³C₁值大於－30‰，其中還有大量大於－20‰的樣品，並出現了大量負碳同位素系列樣品，且上述兩種特徵還同時出現在同一氣田（藏），顯示了無機成因烴氣的存在。

碳同位素是判識無機成因天然氣最直接的證據。我國許多地區如雲南騰沖縣澡塘河、四川甘孜縣拖壩、吉林長白山天池、內蒙古克什克騰旗熱水鎮以及國外許多地區如紐西蘭地熱區、東太平洋熱液噴出口、俄羅斯希比尼地塊岩漿岩、美國黃石公園等都發現了無機CH₄。這些地區的甲烷碳同位素雖然變化較大，但一般都大於30‰。

許多學者亦提出了鑒定無機成因CH₄的下限值，有的為大於－20‰，有的為－30‰。但必須指出的是不論哪一個值都不是劃分無機甲烷的絕對值，因為某些高（過）成熟的煤型CH₄也有顯示重碳同位素特徵的特點，因此在確定其成因時還需綜合考慮其他資料，如烷烴氣碳同位素系列、地質構造背景等。其中碳同位素系列是識別有機、無機烷烴氣最有效的手段之一。

有機成因的天然氣主要源於沉積物中分散有機質的分解。在生烴母質乾酪根熱降解生成烷烴氣的過程中，由於¹²C—¹²C鍵的鍵能低於¹²C—¹³C鍵，因此生物成因天然氣中CH₄及其同系物的碳同位素組成具有隨碳數的增大而變重的分布特徵，即δ¹³C₁＜δ¹³C₂＜δ¹³C₃＜δ¹³C₄正碳同位素系列。這種分布特徵幾乎存在於所有有機成因的天然氣藏，並被有機質熱解成烴的模擬實驗和理論推導所證實。而對於無機成因的烷烴氣來說，重烴氣含量很少，而且主要是由甲烷通過放電作用聚合形成的。在由CH₄聚合形成高分子烴類或CO加氫合成烴類的過程中，由於¹²C—¹³C鍵的鍵能低於¹²C—¹²C鍵，使¹²C隨分子量的增加而逐漸富集，從而形成甲烷同系物的碳同位素組成與有機成因的同位素系列正好相反，即形成δ¹³C₁＞δ¹³C₂＞δ¹³C₃負碳同位素系列。如前面提到的俄羅斯希比尼地塊與岩漿岩有關的天然氣中δ¹³C₁為3.2‰，δ¹³C₂為9.1‰，δ¹³C₃為16.2‰；美國黃石公園泥火山氣的δ¹³C₁為21.5‰，δ¹³C₂為26.5‰。

徐家圍子斷陷在昌德、汪家屯、肇州以及朝陽溝等地區及腰英台氣田均發現了甲烷碳同位素異常和負碳同位素系列，表明該區有無機烴類氣體存在。汪家屯地區W a903井甲烷碳同位素最重達12.22‰，而乙烷的碳同位素為22.99‰；昌德地區表現的最為明顯，FaS1、FaS2等井多個氣樣顯示負碳同位素系列，且甲烷碳同位素偏重。從這些氣樣組分來看，乾燥系數

一般都在0.98以上，顯得很乾，也與無機成因烷烴氣的特徵相似。

此外，也有學者提出負碳同位素系列並不是判斷無機成因烴類氣體最可靠的標志，由兩種不同成因天然氣混合，或由天然氣的擴散引起同位素分餾均可造成這種現象的出現。以往的研究認為混合作用形成甲烷至丁烷碳同位素的完全反序排列可能性不大，但最近的同位素數值模擬研究結果表明，兩種碳同位素正序排列的天然氣，混合後可以得到碳同位素完全反序排列的天然氣，但要求混合的兩個端元的天然氣必須具有不同的成因或來源，或它們是明顯不同演化階段的產物。從徐家圍子地區的地質條件和同位素特徵來看，很難用兩種有機成因的氣混合加以解釋，因為要得到FaS1、FaS2那樣重的甲烷負碳同位素系列，要求具有有機成因天然氣甲、乙、丙碳同位素為15‰，－14‰，13‰相當的天然氣存在，而這種天然氣無法與有機質演化的任一階段相對應，在徐家圍子地區也未發現具這種特徵的天然氣。因此，混合作用不能合理解釋該區存在的負碳同位素系列。

2.在該區火山岩的原生流體包裹體中發現CH₄

地球深部流體的性質和成分是當前國內外學術界爭論的熱點課題。火山噴發物中含有大量的非烴氣體、少量烴類氣體、稀有氣體以及沿一些深大斷裂帶及地震期前後有烴類氣體、CO₂和稀有氣體釋放已是公認的事實。近年來對火山岩及其地幔岩流體包裹體的研究進一步揭示其流體相主要為H₂O、CO₂、CH₄、N₂、H₂、H₂S及一些稀有氣體。地幔物質及其所含流體在橫向和縱向上分布也是極不均勻的，如河北大麻坪尖晶石二輝橄欖岩幔源岩氣體包裹體中還原性氣體含量高達68.0%～93.4%，而山東棲霞大方山二輝橄欖岩樣品中還原性氣體為8.5%～39.3%。有學者研究了我國華北地區地幔岩的分布，認為地球深部由上到下依次為尖晶石二輝橄欖岩、尖晶石－石榴石二輝橄欖岩和石榴石二輝橄欖岩，分別代表岩石圈地幔和軟流圈地幔。其中石榴石二輝橄欖岩中的H₂和CH₄的含量最高，而尖晶石二輝橄欖岩含H₂和CH₄相對較低，因而認為地球深部不同圈層可能孕育有不同性質和類型的天然氣，由淺至深有H₂O→CO₂→CH₄、H₂富集的趨勢，其中莫霍面附近可能是CO₂的聚集帶，岩石圈與軟流圈界面附近可能是烴氣的富集帶，而H₂可能有更深的來源。

在該區非氣層段火山岩中採集的火山岩流體包裹體，普遍有較高含量的無機烴氣，證實無機成因烴類氣體對該區氣藏的貢獻不容忽視。從徐家圍子地區岩漿火山岩流體包裹體氣液相成分來看，岩漿成分由基性變為酸性時，CO₂有從少變多的趨勢，CH₄的變化趨勢正好相反，因此上述研究成果及推斷可能是正確的。在長嶺達爾罕及腰南構造，在DB11 井的4017～4120m井段的基性岩中發現大量含CH₄的氣液相包裹體，其中CH₄的最高含量可達到31.9%，該層測試產純CH₄，而在相鄰的DS2井3670～3780m的酸性流紋岩中，產出以CO₂為主的氣藏，在該層中發育大量含CO₂的氣液相包裹本。

3.在該區發現大量示指深部低氧逸度環境的伴生氣體

在松遼盆地，已發現部分高含H₂及CO、H₂S氣的氣藏，反映該區地殼深部存在低氧逸度環境，有利於甲烷的生成。無機成因氣中低氧逸度組分往往構成共生組合，如DB11井營城組玄武岩段，H₂含量達6%,H₂S含量達（30～50）×10^-6，與CH₄共生。其各項同位素指標均反映這些組分源自無機成因，證實深部存在低氧逸度的大地構造環境。

4.從地質背景綜合分析方法證實應當存在無機成因甲烷

一般認為，某些高（過）成熟的煤型甲烷也有顯示重碳同位素特徵的特點，並經不同成因天然氣混合，或由天然氣的擴散引起同位素分餾可造成負碳同位素系列。因此，在一些不含煤系的地區，如部分烴類氣藏的δ¹³C₁出現明顯偏重，且出現負碳同位素系列，但周緣未發現明顯的煤系烴源岩，可以確定存在較大規模的無機甲烷供給。

無機CO₂與甲烷的共生，在各類有機烴類成藏條件差別不大的情況下，在局部地區出現特高、特大的氣藏，或在有機烴類氣體供給很少的區帶，在圈閉中發現大量甲烷，揭示存在無機成因甲烷的供給。

以腰英台—達爾罕斷凸帶為例，該帶已鑽達基岩頂面的D2、DBIl井揭示，經二維、三維地震資料標定，該區周鄰不存在煤系源岩，其它方向有機烴源的運移供給路線也很長。但在腰英台深層氣田，發現富含CO₂（含量15%～24%），以CH₄為主（76%～85%）的氣藏，也存在甲烷重碳同位素和碳同位素反向序列。在YS1、YS101、YS102、ChaS1、ChaS1-1、ChaS1-2、ChaS1-3井揭示大型腰英台氣田，探明天然氣地質儲量達（600～700）×10⁸m³的情況下，周圍的ChaS2、D2、YN1井卻僅發現了CO₂氣，未發現烴類聚集。這些表明腰英台深層氣田有天然成因甲烷的混人。

由於岩石圈地幔及地殼深處廣泛存在C、H、O、N等元素，無機成因天然氣的主要組成是CO₂，其次是CH₄及N₂等，無機成因氣藏也是以CO₂為主，含部分CH₄、H₂、N₂、CO₂等組分。在無機成因的甲烷氣苗中，甲烷含量一般在5%～30%，但即使是這種較低含量，無機成因甲烷供給量也遠大於有機成因甲烷供給量。1979年Welham等指出，東太平洋北緯21°處中脊噴出的熱液（400℃）中，含氫氣、甲烷的氦，δ¹³C₁值為17.6‰～－15‰，R/Ra約為8，說明這些氣體是幔源的。該處噴出的H₂的體積濃度為10%，每年噴出H₂和CH₄分別為12×10⁸m³和1.6×10⁸m³，如果以此噴出速度，即使僅按照與火山熱事件的地質歷史100萬年來計算，該處噴出的H₂和CH₄即可達到1200×10¹²m³、160×10¹²m³，也遠遠大於有機物的生烴量。由此也可見，CO₂的供給量是何等驚人。

同時在沉積蓋層的深埋壓實條件下，CO₂易於與地殼中碳酸鹽岩、鹼性岩類發生反應，並大量溶解於水中，而產生大量的損耗。而在地殼沉積蓋層的溫度、壓力條件下，CH₄則有相對的化學穩定性，在CO₂逃逸和散失量很大的條件下，無機成因CH₄常可以形成相對富集，甚至形成無機成因甲烷為主的天然氣藏。

（四）煤型氣與油型氣的鑒別

確認天然氣屬於煤型氣還是屬於油型氣，對於追溯、對比烴源岩起著重要作用，目前最為常用的參數是乙烷或丙烷碳同位素。YS1井登婁庫組天然氣δ¹³C₂為－24.7‰，為典型的煤型氣，YS1井營城組天然氣δ¹³C₂為－26.4‰～－26.5‰，DBIl-1井與DBl1-2井營城組天然氣δ¹³C₂為－26.1‰～－28.7‰，均為煤型氣和油型氣混合氣區，DB33-9-3井天然氣的δ¹³C₂為－29.3‰，也接近煤型氣和油型氣混合氣區，按照δ¹³C₂值－29%。為界限，長嶺斷陷天然氣為高成熟的煤型氣。

1.「V」型鑒別圖（δ¹³C₁-δ¹³C₂-δ¹³C₃）

考慮到甲烷、乙烷與丙烷三者碳同位素的綜合信息，在δ¹³C₁—δ¹³C₂δ¹³C₃相關圖上（圖3-36），利用烷烴成因天然氣碳同位素系列數據，能夠鑒別不同成因的有機天然氣。其中Ⅰ區為煤型氣，Ⅱ區為油型氣，Ⅲ區為混合型氣，Ⅳ區為深層混合氣（戴金星，1992；顧憶等，1998）。從圖3-36可以看出，腰英台構造帶與達爾罕構造帶的天然氣主要分布在碳同位素倒轉區以及煤型氣和油型氣或者深層氣的混合氣區，而且天然氣的成熟度明顯偏高，DBll井的天然氣可能有少量的油型氣混入，雙坨子地區的天然氣主要為煤型氣與油型氣，由此表明，雙坨子構造帶的天然氣的特徵明顯不同於上述兩個構造帶，腰英台與達爾罕構造帶的天然氣明顯具有多源的性質，而且可能混有深部的無機氣，造成其甲烷的同位素明顯偏重，導致其烴類組分的同位素發生倒轉。

2.δ¹³C₂-δ¹³C₁圖

通過利用δ¹³C₂值的大小將天然氣劃分為煤型氣、油型氣以及煤型氣與油型氣的混合氣區，再通過δ¹³C₁受熱演化程度的差異將天然氣劃分為未熟、低熟，成熟、高熟以及過成熟五個階段，可以很好地將天然氣中煤型氣與油型氣類型分開，從圖3-37可以看出，腰英台與達爾罕構造帶的DB33-9-3、DB33-5-5、DB11井以及ChaS1井的個別樣品可能為高過成熟的煤型氣與油型氣混合氣，而其餘樣品天然氣均為高過成熟的煤型氣，雙坨子地區的天然氣成熟度略低，分布油型氣或煤型氣，不同於腰英台與達爾罕構造帶的天然氣的特徵。

圖3-36 天然氣δ¹³C₂-δ¹³C₁不同成因類型圖

1—ChaS1井區；2—雙坨子地區；3—YS1（K₁d）;4—YS1（K₁yc）；5—YP1（K₁yc）；6—YS7（K₁yc）;7—YS2（K₁yc）;8—D2（K₁yc）;9—DB11（K₁yc）；10—DB33井區

圖3-37 天然氣δ¹³C₂—δ¹³C₁不同成因類型圖

1—ChaS1井區；2—雙坨子地區；3—YS1（K₁d）；4—YS1（K₁yc）；5—YP1（K₁yc）;6—YP7（K₁yc）,7—YS2（K₁yc）;8—D2（K₁yc）;9—DB11（K₁yc）;10—DB33井區

3.C₁/C_1-5與δ¹³C₁圖

利用乾燥系數（C₁/C_1-5）與δ¹³C₁同樣也可以判識天然氣類型.對於煤型氣與油型氣在不同的演化階段過程中，其乾燥系數與δ¹³C₁存在一定的對應關系，對於成熟度高的油型氣與煤型氣，其乾燥系數與δ¹³C₁必然很高，圖3-38中A1、B1、C1、D1、E1為煤型氣演化階段，界限由虛線表示，A2、B2、C2、D2、E2為油型氣演化階段，界限為由實線表示。通過圖3-38可以看出，腰英台構造帶與達爾罕構造帶的營城組與登婁庫組的天然氣主要分布在高成熟的煤型氣與油型氣區，雙坨子地區天然氣具有煤型氣與油型氣的混合特徵，明顯不同於兩構造帶的天然氣特徵。

圖3-38 利用C₁/C_1-5與δ¹³C₁圖判別不同類型烷烴氣體

1—ChaS1井區；2—雙坨子地區；3—YS1（K₁d）;4—Ys1（K₁cy）；5—D2（K₁cy）；6—YP1（K₁yc）；7—YP7（K₁yc）；8—YS2（K₁yc）;9—DB11（K₁yc）;10—DB3井區

（五）天然氣同位素倒轉現象分析

長嶺斷陷腰英台與達爾罕構造帶天然氣碳同位素系列數據分析表明，碳同位素倒轉系列和負碳同位素系列是其主體，並且碳同位素明顯偏重。導致碳同位素異常的原因有很多，研究天然氣碳同位素倒轉的原因，對天然氣的成因或其經受的次生變化作出判斷，可以作為天然氣運移途徑和氣源對比的一種間接方法。戴金星（1993）曾對烷烴氣碳同位素系列倒轉問題作過詳細研究，認為引起碳同位素系列倒轉的主要原因有：1）有機氣與無機氣的混合，二者分別屬於正碳同位素系列與負碳同位素系列的典型，當二者混合時，很容易發生同位素分布的倒轉現象；2）煤型氣與油型氣的混合，這是造成碳同位素系列倒轉的主要原因；3）同型不同源或同源不同期天然氣的混合，同源的早期形成的低成熟度的天然氣散失一部分後的剩餘氣，與晚期較高成熟度形成的天然氣形成混合天然氣，可導致烷烴氣同位素倒轉；4）生物降解作用，細菌選擇降解某些組分致使剩餘組分變重；5）地溫增高也可使碳同位素倒轉，在碳同位素交換平衡下，若地溫高於100℃，則出現正碳同位素系列；當溫度高於200℃時，則正碳同位素系列改變成為負碳同位素系列（戴金星，1990）；6）源岩性質控制，在中國陸相河湖交替發育的含油氣盆地，烴源岩有機質的分布是不均一的，同一套烴源岩中I型和Ⅲ型有機質可能同時存在，因此其產生的烴類烷烴氣可能發生倒轉，松遼盆地北部深層烴源岩就有混源的特點。

此外，蓋層微滲漏造成的蒸發分餾作用也是許多天然氣藏同位素出現倒轉的重要原因，Prinzhofer等（1995）在對Jenden的資料進行重新解釋時，認為微滲漏作用更能合理地解釋Appalachian盆地天然氣同位素的倒轉現象，他們按Jenden等提出的混合模式計算後發現有些樣品點並不符合混合模式，提出了一種新的微滲漏模式。黃海平（2000）利用微滲漏模式較好地解釋了徐家圍子斷陷深層天然氣同位素倒轉的現象。從圖3-39看出，腰英台構造帶的ChaS1井區、達爾罕構造帶的DB11-1、DB11-2、DB33-9-3、DB33-5-5等井天然氣樣品同位素發生倒轉，是受到蓋層微滲漏作用的影響。

導致天然氣碳同位素倒轉可能是上述因素之一，也可能是兩種或兩種以上的因素引起的。長嶺斷陷深層天然氣普遍被認為主要來源於沙河子組和營城組，經歷了較復雜的構造變形和較高的成熟演化階段，可能存在多源氣的混合，主力烴源岩發育於盆地斷陷晚期和坳陷早期，火山活動頻繁，烴源岩除正常的熱演化外，還受到因火山活動引起的異常熱事件，主力烴源岩沙河子組和火石嶺組在盆地分布不均一，有機質具有非均質性，因生氣層上下部位和層內成熟度及有機質性質不一樣，也會使同層同時生成的天然氣同位素發生混合而倒轉。盆地基底發育深大斷裂，無機成因的CO₂、N₂普遍存在，並且豐度較高，在腰英台地區CO₂含量平均值為20%以上，因此天然氣中可能有無機成因烷烴氣加入，天然氣藏產層主要在登婁庫組與營城組，成藏模式比較復雜，天然氣可能以垂直運移為主，運移路徑較長，因而可以引起多期次的天然氣碳同位素動力分餾效應。

圖3-39 天然氣同位素反轉解釋模式

1—ChaS1井區；2－雙坨子地區；3—YS1（K₁d）；4—YS1（K₁yc）;5—D2（K₁yc）;6—YP1（K₁yc）;7—YP7（K₁yc）;8—YS2（K₁yc）;9—DB11（K₁yc）；10—DB33井區

據此按照通常的天然氣同位素的劃分，結合長嶺斷陷腰英台地區天然氣各種分析數據可知，YS1井登婁庫組以及ChaS1井個別樣品表現出無機成因氣的特點，而腰英台構造帶大部分井區的樣品，如YS1、YS2、YP7井以及達爾罕構造帶的DB33井區、DB1I井主要分布有機成因的烷烴氣（張枝煥、童亨茂等，2008）。

Ⅵ 天然氣是如何形成的

天然氣的成因是多種多樣的，天然氣的形成則貫穿於成岩、深成、後成直至變質作用的始終，各種類型的有機質都可形成天然氣，腐泥型有機質則既生油又生氣，腐植形有機質主要生成氣態烴。
一、生物成因

成岩作用早期，在淺層生物化學作用帶內，沉積有機質經微生物的群體發酵和合成作用形成的天然氣稱為生物成因氣。其中有時混有早期低溫降解形成的氣體。生物成因氣出現在埋藏淺、時代新和演化程度低的岩層中，以含甲烷氣為主。生物成因氣形成的前提條件是更加豐富的有機質和強還原環境。
最有利於生氣的有機母質是草本腐植型—腐泥腐植型，這些有機質多分布於陸源物質供應豐富的三角洲和沼澤湖濱帶，通常含陸源有機質的砂泥岩系列最有利。硫酸岩層中難以形成大量生物成因氣的原因，是因為硫酸對產甲烷菌有明顯的抵製作用，H2優先還原SO42-→S2-形成金屬硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2還原為CH4。
甲烷菌的生長需要合適的地化環境，首先是足夠強的還原條件，一般Eh<-300mV為宜(即地層水中的氧和SO42-依次全部被還原以後，才會大量繁殖);其次對pH值要求以靠近中性為宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6;再者，甲烷菌生長溫度O～75℃，最佳值37～42℃。沒有這些外部條件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷氣。
二、有機成因
油型氣沉積有機質特別是腐泥型有機質在熱降解成油過程中，與石油一起形成的天然氣，或者是在後成作用階段由有機質和早期形成的液態石油熱裂解形成的天然氣稱為油型氣，包括濕氣(石油伴生氣)、凝析氣和裂解氣。
煤型氣
煤系有機質(包括煤層和煤系地層中的分散有機質)熱演化生成的天然氣稱為煤型氣。煤型氣是一種多成分的混合氣體，其中烴類氣體以甲烷為主，重烴氣含量少，一般為干氣，但也可能有濕氣，甚至凝析氣。有時可含較多Hg蒸氣和N2等。
三、無機成因
地球上的所有元素都無一例外地經歷了類似太陽上的核聚變的過程，當碳元素由一些較輕的元素核聚變形成後的一定時期里，它與原始大氣里的氫元素反應生成甲烷。

Ⅶ 天然氣成因類型判別

地殼中的天然氣，絕大部分是氣體化合物與氣體元素的混合物，只有個別特殊情況下才由單一氣體組成。因此，識別天然氣的成因類型，應該是對天然氣中各種組分的成因都進行識別，但這樣要花費大量的時間和財力，所以，一般只鑒別天然氣中幾個主要組分的成因類型。欲尋求統一的標准來識別各種不同類型的天然氣，目前尚難做到。下面僅介紹幾種有代表性的判別方法。

(一)δ¹³C₁－δ¹³C_CO2分類圖版

Гуцало(1981)從CH₄與CO₂共生體系碳同位素熱平衡原理出發，以世界上已有CH₄與CO₂共生體系中測得的δ¹³C₁和δ¹³C_CO2為依據，將自然界不同成因類型的CH₄與CO₂共生體系劃分為三個區(圖5－33)。圖中所標溫度是天然氣形成溫度，它是作者據Craig(1953)提出的CH₄與CO₂碳同位素熱平衡原理的近似方程得出的計算值。

Ⅰ區為無機成因氣區。該區的δ¹³C₁為41‰～－7‰，δC_CO2為－7‰～27‰(在0‰附近特別集中)。洋脊噴出氣、溫泉氣、火山氣和各種岩漿岩和宇宙物質包裹體中的氣體均屬此區。

Ⅱ區為生物化學氣區。該區的δ¹³C₁為－92‰～－54‰，δ¹³C_CO2為－36‰～1‰。世界上淺層生物成因氣、現代沉積物中所有的CH₄與CO₂共存的天然氣均屬此區。

Ⅲ區為有機質熱裂解氣區。該區的δ¹³C₁為－40‰～－19‰，δ¹³C_CO2為－30‰～－16‰。沉積岩中的分散有機質、泥炭、煤和石油的熱裂解氣均落於此區。

該分類圖版可以把天然氣的來源粗略分為三種成因。隨著樣品數量的增多，三者界線可能有所變化，但該圖版仍有很大的參考價值。

(二)δ¹³C₁－R_o分類圖版

Stahl(1974)根據世界各地大量天然氣樣品的δ¹³C₁及其母岩R_o的測定，發現兩者具有良好的相關性。這種相關性與母岩的有機質類型有關。Stahl分別建立了腐殖型和腐泥型烴源岩的R_o與其形成天然氣的δ¹³C₁關系曲線(圖5－34)和相關公式。

石油與天然氣地質學

從中可見，天然氣的δ¹³C₁與其母岩R_o呈半對數關系，這表明各種有機質隨熱演化形成天然氣，其甲烷碳同位素含量有一定變化;腐殖型有機質烴源岩形成的天然氣與相同演化程度的腐泥型有機質烴源岩所形成的天然氣相比，具有更高的甲烷碳同位素含量。

根據測定的δ¹³C₁，依據Stahl的分類圖版能夠區分有機成因氣的母質類型，這對鑒別煤型氣與油型氣很有參考價值。

戴金星等(1985)在研究我國許多煤型氣和油型氣δ¹³C₁與其源岩R_o的相關性後，也提出了類似的關系。

石油與天然氣地質學

圖5－34 不同母質形成的天然氣δ¹³C₁與其母岩R_o關系圖(據Stahl，1974)

(三)綜合分類圖版

Shoell(1983)研究了世界若干含油氣盆地及含煤盆地的天然氣後，提出根據甲烷碳同位素(δ¹³C₁)、乙烷碳同位素(δ¹³C₂)、甲烷氫同位素(δD₁)及重烴氣含量(C⁺₂)四項指標來劃分有機成因氣類型(圖5－35)，根據這套圖版可識別有機成因氣的類型:生物化學氣(B)、石油伴生氣(To)、凝析油伴生氣(Tc)、腐泥型熱裂解氣［TT(m)］、腐殖型熱裂解氣［TT(h)］和混合氣(M)等類型。此圖版包括四幅圖:

(a)圖示有機質成熟度與油氣生成的關系，表明天然氣中甲烷碳同位素取決於有機質類型及成熟度;

(b)圖示天然氣重烴氣含量與甲烷碳同位素含量的關系，圖中Ms及Md分別表示向淺處和深處運移造成的成分變化;

(c)圖示天然氣甲烷碳同位素含量與氫同位素含量的關系;

(d)圖示天然氣甲烷碳同位素含量與乙烷碳同位素含量的關系。

這套圖版除可進行有機成因氣的成因分類外，尚可用來研究天然氣的次生作用(如運移作用、成熟作用、混合作用等)及氣體母質來源。在美國加利福尼亞灣、德國南部磨拉石盆地、奧地利維也納盆地及義大利波河盆地，應用這套圖版研究天然氣的成因類型獲得了良好效果。

圖5－35 有機成因氣的成因類型圖解(據Shoell，1983)

Ⅷ 天然氣是咋形成的

天然氣的成因
天然氣與石油生成過程既有聯系又有區別：石油主要形成於深成作用階段，由催化裂解作用引起，而天然氣的形成則貫穿於成岩、深成、後成直至變質作用的始終；與石油的生成相比，無論是原始物質還是生成環境，天然氣的生成都更廣泛、更迅速、更容易，各種類型的有機質都可形成天然氣——腐泥型有機質則既生油又生氣，腐植形有機質主要生成氣態烴。因此天然氣的成因是多種多樣的。歸納起來，天然氣的成因可分為生物成因氣、油型氣和煤型氣。近年來無機成因氣尤其是非烴氣受到高度重視，這里一並簡要介紹，最後還了解各種成因氣的判別方法。
一、生物成因氣
1.概念
生物成因氣—指成岩作用（階段）早期，在淺層生物化學作用帶內，沉積有機質經微生物的群體發酵和合成作用形成的天然氣。其中有時混有早期低溫降解形成的氣體。生物成因氣出現在埋藏淺、時代新和演化程度低的岩層中，以含甲烷氣為主。�
2.形成條件�
生物成因氣形成的前提條件是更加豐富的有機質和強還原環境。
最有利於生氣的有機母質是草本腐植型—腐泥腐植型，這些有機質多分布於陸源物質供應豐富的三角洲和沼澤湖濱帶，通常含陸源有機質的砂泥岩系列最有利。硫酸岩層中難以形成大量生物成因氣的原因，是因為硫酸對產甲烷菌有明顯的抵製作用，H2優先還原SO42-→S2-形成金屬硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2還原為CH4。�
甲烷菌的生長需要合適的地化環境，首先是足夠強的還原條件，一般Eh＜-300mV為宜（即地層水中的氧和SO42-依次全部被還原以後，才會大量繁殖）；其次對pH值要求以靠近中性為宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6；再者，甲烷菌生長溫度O～75℃，最佳值37～42℃。沒有這些外部條件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷氣。�
3.化學組成
生物成因氣的化學組成幾乎全是甲烷，其含量一般＞98%，高的可達99%以上，重烴含量很少，一般＜1%，其餘是少量的N2和CO2。因此生物成因氣的乾燥系數（Cl/∑C2+）一般在數百～數千以上，為典型的干氣，甲烷的δ13C1值一般-85～-55‰，最低可達-100‰。世界上許多國家與地區都發現了生物成因氣藏，如在西西伯利亞683-1300米白堊系地層中，發現了可采儲量達10.5萬億m3的氣藏。我國柴達木盆地（有些單井日產達1百多萬方）和上海地區（長江三角洲）也發現了這類氣藏。
二．油型氣
1.概念
油型氣包括濕氣（石油伴生氣）、凝析氣和裂解氣。它們是沉積有機質特別是腐泥型有機質在熱降解成油過程中，與石油一起形成的，或者是在後成作用階段由有機質和早期形成的液態石油熱裂解形成的。
2.形成與分布
與石油經有機質熱解逐步形成一樣，天然氣的形成也具明顯的垂直分帶性。
在剖面最上部（成岩階段）是生物成因氣，在深成階段後期是低分子量氣態烴（C2～C4）即濕氣，以及由於高溫高壓使輕質液態烴逆蒸發形成的凝析氣。在剖面下部，由於溫度上升，生成的石油裂解為小分子的輕烴直至甲烷，有機質亦進一步生成氣體，以甲烷為主石油裂解氣是生氣序列的最後產物，通常將這一階段稱為干氣帶。
由石油伴生氣→凝析氣→干氣，甲烷含量逐漸增多，故乾燥系數升高，甲烷δ13C1值隨有機質演化程度增大而增大。
對我國四川盆地氣田的研究（包茨，1988）認為，該盆地的古生代氣田是高溫甲烷生氣期形成的，從三疊系→震旦系，乾燥系數由小到大（T：35.5→P：73.1→Z：387.1），重烴由多到少。川南氣田中，天然氣與熱變瀝青共生，說明天然氣是由石油熱變質而成的。�
三．煤型氣�
1．概述
煤型氣是指煤系有機質（包括煤層和煤系地層中的分散有機質）熱演化生成的天然氣。
煤田開采中，經常出現大量瓦斯湧出的現象，如四川合川縣一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高達140萬立方米，這說明，煤系地層確實能生成天然氣。
煤型氣是一種多成分的混合氣體，其中烴類氣體以甲烷為主，重烴氣含量少，一般為干氣，但也可能有濕氣，甚至凝析氣。有時可含較多Hg蒸氣和N2等。�
煤型氣也可形成特大氣田，1960S以來在西西伯利亞北部K2、荷蘭東部盆地和北海盆地南部P等地層發現了特大的煤型氣田，這三個氣區探明儲量22萬億m3，佔世界探明天然氣總儲量的1/3弱。據統計（M.T哈爾布蒂，1970），在世界已發現的26個大氣田中，有16個屬煤型氣田，數量佔60%，儲量佔72.2%，由此可見，煤型氣在世界可燃天然氣資源構成中佔有重要地位。我國煤炭資源豐富，據統計有6千億噸，居世界第三位，聚煤盆地發育，現已發現有煤型氣聚集的有華北、鄂爾多斯、四川、台灣—東海、鶯歌海—瓊東南、以及吐哈等盆地。經研究，鄂爾多斯盆地中部大氣區的氣多半來自上古生界C-P煤系地層（上古∶下古氣源=7∶3或6∶4），可見煤系地層生成天然氣的潛力很大。
2.成煤作用與煤型氣的形成
成煤作用可分為泥炭化和煤化作用兩個階段。前一階段，堆積在沼澤、湖泊或淺海環境下的植物遺體和碎片，經生化作用形成煤的前身——泥炭；隨著盆地沉降，埋藏加深和溫度壓力增高，由泥炭化階段進入煤化作用階段，在煤化作用中泥炭經過微生物酶解、壓實、脫水等作用變為褐煤；當埋藏逐步加深，已形成的褐煤在溫度、壓力和時間等因素作用下，按長焰煤→氣煤→肥煤→焦煤→瘦煤→貧煤→無煙煤的序列轉化。
實測表明，煤的揮發分隨煤化作用增強明顯降低，由褐煤→煙煤→無煙煤，揮發分大約由50%降到5%。這些揮發分主要以CH4、CO2、H2O、N2、NH3等氣態產物的形式逸出，是形成煤型氣的基礎，煤化作用中析出的主要揮發性產物見圖5-9。
1.煤化作用中揮發性產物總量 2.CO2 3.H2O 4.CH4 5.NH3 6.H2S
從形成煤型氣的角度出發，應該注意在煤化作用過程中成煤物質的四次較為明顯變化（煤岩學上稱之為煤化躍變）：
第一次躍變發生於長焰煤開始階段，碳含量Cr=75-80%,揮發分Vr=43%，Ro=0.6%；
第二次躍變發生於肥煤階段，Cr=87%,Vr=29%,Ro=1.3%；�
第三次躍變發生煙煤→無煙煤階段，Cr=91%，Vr=8%,Ro=2.5%；�
第四次躍變發生於無煙煤→變質無煙煤階段，Cr=93.5%,Vr=4%，Ro=3.7%，芳香族稠環縮合程度大大提高。
在這四次躍變中，導致煤質變化最為明顯的是第一、二次躍變。煤化躍變不僅表現為煤的質變，而且每次躍變都相應地為一次成氣（甲烷）高峰。
煤型氣的形成及產率不僅與煤階有關，而且還與煤的煤岩組成有關，腐殖煤在顯微鏡下可分為鏡質組、類脂組和惰性組三種顯微組分，我國大多數煤田的腐殖煤中，各組分的含量以鏡質組最高，約佔50～80%，惰性組佔10～20%（高者達30～50%），類脂組含量最低，一般不超過5%。
在成煤作用中，各顯微組分對成氣的貢獻是不同的。長慶油田與中國科院地化所（1984）在成功地分離提純煤的有機顯微組分基礎上，開展了低階煤有機顯微組分熱演化模擬實驗，並探討了不同顯微組分的成烴貢和成烴機理。發現三種顯微組分的最終成烴效率比約為類脂組:鏡質組:惰性組=3:1:0.71，產氣能力比約為3.3:1:0.8，說明惰性組也具一定生氣能力。
四．無機成因氣
地球深部岩漿活動、變質岩和宇宙空間分布的可燃氣體，以及岩石無機鹽類分解產生的氣體，都屬於無機成因氣或非生物成因氣。它屬於干氣，以甲烷為主，有時含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它們的某一種為主，形成具有工業意義的非烴氣藏。
1. 甲烷�
無機合成：CO2 + H2 → CH4 + H2O 條件：高溫（250℃）、鐵族元素
地球原始大氣中甲烷：吸收於地幔，沿深斷裂、火山活動等排出�
板塊俯沖帶甲烷：大洋板塊俯沖高溫高壓下脫水，分解產生的H、C、CO/CO2→CH4�
2. CO2�
天然氣中高含CO2與高含烴類氣一樣，同樣具有重要的經濟意義，對於CO2氣藏來說，有經濟價值者是CO2含量＞80%（體積濃度）的天然氣，可廣泛用於工業、農業、氣象、醫療、飲食業和環保等領域。我國廣東省三水盆地沙頭圩水深9井天然氣中CO2含量高達99.55%，日產氣量500萬方，成為有很高經濟價值的氣藏。
目前世界上已發現的CO2氣田藏主要分布在中—新生代火山區、斷裂活動區、油氣富集區和煤田區。從成因上看，共有以下幾種：
無機成因 ：
① 上地幔岩漿中富含CO2氣體當岩漿沿地殼薄弱帶上升、壓力減小，其中CO2逸出。
② 碳酸鹽岩受高溫烘烤或深成變質可成大量CO2，當有地下水參與或含有Al、Mg、Fe雜質，98～200℃也能生成相當量CO2，這種成因CO2特徵：CO2含量＞35%，δ13CCO2＞8‰。
③ 碳酸鹽礦物與其它礦物相互作用也可生成CO2，如白雲石與高嶺石作用即可。
另外，有機成因有：
生化作用
熱化學作用
油田遭氧化
煤氧化作用
3.N2�
N2是大氣中的主要成分，據研究，分子氮的最大濃度和逸度出現在古地台邊緣的含氮地層中，特別是蒸發鹽岩層分布區的邊界內。氮是由水層遷移到氣藏中的，由硝酸鹽還原而來，其先體是NH4+。
N2含量大於15%者為富氮氣藏，天然氣中N2的成因類型主要有：
① 有機質分解產生的N2：100-130℃達高峰，生成的N2量占總生氣量的2.0%，含量較低；（有機）
② 地殼岩石熱解脫氣：如輝綠岩熱解析出氣量，N2可高達52%，此類N2可富集；
③ 地下鹵水（硝酸鹽）脫氮作用：硝酸鹽經生化作用生成N2O+N2；
④ 地幔源的N2：如鐵隕石含氮數十～數百個ppm；
⑤ 大氣源的N2：大氣中N2隨地下水循環向深處運移，混入最多的主要是溫泉氣。
從同位素特徵看，一般來說最重的氮集中在硝酸鹽岩中，較重的氮集中在芳香烴化合物中，而較輕的氮則集中在銨鹽和氨基酸中。
4．H2S�
全球已發現氣藏中，幾乎都存在有H2S氣體，H2S含量＞1%的氣藏為富H2S的氣藏，具有商業意義者須＞5%。
據研究（Zhabrew等，1988），具有商業意義的H2S富集區主要是大型的含油氣沉積盆地，在這些盆地的沉積剖面中均含有厚的碳酸鹽一蒸發鹽岩系。
自然界中的H2S生成主要有以下兩類：�
① 生物成因（有機）：包括生物降解和生物化學作用；1
② 熱化學成因（無機）：有熱降解、熱化學還原、高溫合成等。根據熱力學計算，自然環境中石膏（CaSO4）被烴類還原成H2S的需求溫度高達150℃，因此自然界發現的高含H2S氣藏均產於深部的碳酸鹽—蒸發鹽層系中，並且碳酸鹽岩儲集性好。�
5.稀有氣體（He、Ar、…）
這些氣體盡管在地下含量稀少，但由於其特殊的地球化學行為，科學家們常把它們作為地球化學過程的示蹤劑。
He、Ar的同位素比值3He/4He、40Ar/36Ar是查明天然氣成因的極重要手段，因沿大氣→殼源→殼、幔源混合→幔源，二者不斷增大，前者由1.39×10-6→＞10-5，後者則由295.6→＞2000。�
此外，根據圍岩與氣藏中Ar同位素放射性成因，還可計算出氣體的形成年齡（朱銘，1990）。
五．各種成因氣識別標志�
自然界中天然氣分布很廣，成因類型繁多且熱演化程度不同，其地化特徵亦多種多樣，因此很難用統一的指標加以識別。實踐表明，用多項指標綜合判別比用單一的指標更為可靠（戴金星，1993）。天然氣成因判別所涉及的項目看，主要有同位素、氣組分、輕烴以及生物標志化合物等四項，其中有些內容判別標准截然，具有絕對意義，有些內容則在三種成因氣上有些重疊，只具有一定的相對意義。

Ⅸ 生物氣的形成成因

生物氣的形成途徑主要有乙酸發酵和二氧化碳還原兩種。沉積物中氧化劑的性質決定了反應過程，如果有游離氧存在，則以有氧分解為主，之後硝酸鹽還原起主要作用，接著金屬氧化物（MnO2和Fe2O3）成為主要氧化劑，隨後進入硫酸鹽還原帶，最後進入產甲烷菌還原帶，由各種微生物分解出的單分子化合物被產甲烷菌還原形成甲烷。由於沉積物中氧化劑的局限，有機質分解的主要反應是硫酸鹽還原和甲烷形成。

Ⅹ 天然氣是怎樣形成的

天然氣和石油是一起形成的．
石油的原料是生物的屍體，生物的細胞含有脂肪和油脂，脂肪和油脂則是由碳、氫、氧等3種元素組成的。生物遺體沉降於海底或湖底並被淤泥覆蓋之後，氧元素分離，碳和氫則組成碳氫化合物。

我們已經在地球上發現3000種以上的碳氫化合物，石油是由其中350種左右的碳氫化合物形成的，比石油更輕的碳氫化合物則成為天然氣。煤礦與石油的成因很類似，但煤是植物的化石，又是固態。

大量產生碳氫化合物的岩石即稱為「石油源岩」。埋沒於地中的石油源岩受到地熱和壓力的影響，再加上其他多種化學反應之後就產生石油，而石油積存於岩石間隙之間便形成油田。

地殼變動而石油生成

我們最近逐漸了解地球內部的變化與石油的生成有十分密切的關系，在描述此種關系之前,讓我們先來了解一下地球內部的狀況。

地球的半徑大約是6400公里，覆蓋地球表面的地殼下方是由岩石形成厚達2900公里的「地慢」，其下方則是由金屬形成的「地核」，並以大約5100公里深處分界，分為「外核」與「內核」。外核主要是由液態金屬鐵組成，內核則主要是固態鐵。 地球表面鋪滿堅硬的「板 塊」，厚度約有100公里，是由向上噴出的「洋脊」產生的，』在 緩緩移動到「海溝」後就沉降於 另一板塊下方。 80年代後期，人們學會捕捉地震波傳遞到地球內部時的立體圖，於是發現令人驚訝的地慢活動狀況。高溫又巨型的上升流「超級卷流」由地底湧上後，以蘑菇形態分別存在於夏威夷和非洲大陸正下方。此外，低溫的巨型下降流「冷卷流」則以水滴形態占據亞洲大陸及南美洲大陸正下方的冷卷流似乎是沉降到地函底部。

我們現在的知道的是，地幔內部落熱對流是以冷卷流向超級卷注移動的形態而形成的。此種運動不僅影響板塊運動，似乎也對整個地球的地質和環境的變化產生很大的影響。

超級卷流是石油製造者？

現在全球生產的石沒之中，有60%是產生了恐龍稱霸地球時期所形成的石油源岩，所形成的「黑色頁岩」則遍布世界各地。黑色頁岩主要是由未經氧化的藻類等浮游植物遺骸堆積而成。由此可知當時必須有可讓浮游植物繁殖又不會產生氧化的缺氧環境條件，大量的黑色頁岩才會形成。

最近發現，石油源岩在此時代的形成似乎與超級卷流運動的活化可以促使由地下湧出的地幔物質所形成的洋脊體積增大，海面因而上升，使得較低的陸地變成淺海，而淺海則具有可當石油原料的藻類等浮游植物極易繁殖的環境。

淺海地區的藻類等浮游植物因而出現大幅增加和大量死亡的現象，周圍的細菌為分解其殘骸而消耗氧氣，於是出現了缺氧環境。

地球溫暖化也會改變深層海水的流動狀況，由於高緯度地區與低緯度地區海水的溫度高低不同，較低溫但含有豐富氧氣的高緯度地區深層海水會流向低緯度地區海洋。但地球溫暖化的現象減少。氧氣較少的海域因而擴大，無法氧化的浮游植物便逐漸堆積，所留下的大量有機物則形成石油源岩。

生物的演化改變了石油的性質

由於石油的原料是生物的遺骸，因此調查石油的性質便可以得知古老時期的生物演化過程和地球環境歷史。

生命的演化大概有下述的過程。生命是於38億年前誕生，並逐漸地進行演化，到了距今5億5000萬年前的古生代寒武紀時期，爆發性的演化才開始，大約4億4500萬年前，生命也登上了陸地。

4億4000萬年至4億年前時期，石油源岩的主要成分是當時繁茂的浮游植物所形成的耐碳氫化合物。另一方面，羊齒類植物在此時期繁瑣盛於海岸近處，因此以陸上植物為原料的石油源岩也出現了。

2億9000萬年前，廣大的陸地普遍出現由裸子植物組成的森林，並到處形成被沼澤地包圍的湖沼，藻類便在湖沼中開始繁殖。由此也產生了以藻類為原料的新種石油源岩，這也是陸上植物的繁盛促使新性質石油源岩誕生的一例。

9000萬年前時期，被子植物和針葉樹林開始逐漸擴張到高緯度地區和高地，因而出現以陸地木材為原料的石油源岩。另一方面，樹木的樹脂成為輕質原油的原料，形成新的石油源岩。針葉樹林的增加竟使得木材取代了藻類，成為石油源岩的主要原料。

最近石油性質的分析技術有長足的進步，我們已逐漸可以取得有關石油原料性質，以及由熱能引起的變化過程等的詳細資料。由此種資料即能進一步了解原料生物遺骸逐漸堆積時的環境狀況。

大約1億7000萬年到200萬年前所發生的全球性規模「阿爾卑斯造山運動期」也造出了巨油田，在此時期，分布於廣大范圍的1億年前前後形成的石油源岩都沒入地中。現有的石油和天然氣有大約3分之2就是此時期形成的。
回答者：bilingzhen - 秀才 二級 12-23 23:23

石油的原料是生物的屍體，生物的細胞含有脂肪和油脂，脂肪和油脂則是由碳、氫、氧等3種元素組成的。生物遺體沉降於海底或湖底並被淤泥覆蓋之後，氧元素分離，碳和氫則組成碳氫化合物。

我們已經在地球上發現3000種以上的碳氫化合物，石油是由其中350種左右的碳氫化合物形成的，比石油更輕的碳氫化合物則成為天然氣。煤礦與石油的成因很類似，但煤是植物的化石，又是固態。

大量產生碳氫化合物的岩石即稱為「石油源岩」。埋沒於地中的石油源岩受到地熱和壓力的影響，再加上其他多種化學反應之後就產生石油，而石油積存於岩石間隙之間便形成油田。

地殼變動而石油生成

我們最近逐漸了解地球內部的變化與石油的生成有十分密切的關系，在描述此種關系之前,讓我們先來了解一下地球內部的狀況。

地球的半徑大約是6400公里，覆蓋地球表面的地殼下方是由岩石形成厚達2900公里的「地慢」，其下方則是由金屬形成的「地核」，並以大約5100公里深處分界，分為「外核」與「內核」。外核主要是由液態金屬鐵組成，內核則主要是固態鐵。 地球表面鋪滿堅硬的「板 塊」，厚度約有100公里，是由向上噴出的「洋脊」產生的，』在 緩緩移動到「海溝」後就沉降於 另一板塊下方。 80年代後期，人們學會捕捉地震波傳遞到地球內部時的立體圖，於是發現令人驚訝的地慢活動狀況。高溫又巨型的上升流「超級卷流」由地底湧上後，以蘑菇形態分別存在於夏威夷和非洲大陸正下方。此外，低溫的巨型下降流「冷卷流」則以水滴形態占據亞洲大陸及南美洲大陸正下方的冷卷流似乎是沉降到地函底部。

我們現在的知道的是，地幔內部落熱對流是以冷卷流向超級卷注移動的形態而形成的。此種運動不僅影響板塊運動，似乎也對整個地球的地質和環境的變化產生很大的影響。

超級卷流是石油製造者？

現在全球生產的石沒之中，有60%是產生了恐龍稱霸地球時期所形成的石油源岩，所形成的「黑色頁岩」則遍布世界各地。黑色頁岩主要是由未經氧化的藻類等浮游植物遺骸堆積而成。由此可知當時必須有可讓浮游植物繁殖又不會產生氧化的缺氧環境條件，大量的黑色頁岩才會形成。

最近發現，石油源岩在此時代的形成似乎與超級卷流運動的活化可以促使由地下湧出的地幔物質所形成的洋脊體積增大，海面因而上升，使得較低的陸地變成淺海，而淺海則具有可當石油原料的藻類等浮游植物極易繁殖的環境。

淺海地區的藻類等浮游植物因而出現大幅增加和大量死亡的現象，周圍的細菌為分解其殘骸而消耗氧氣，於是出現了缺氧環境。

地球溫暖化也會改變深層海水的流動狀況，由於高緯度地區與低緯度地區海水的溫度高低不同，較低溫但含有豐富氧氣的高緯度地區深層海水會流向低緯度地區海洋。但地球溫暖化的現象減少。氧氣較少的海域因而擴大，無法氧化的浮游植物便逐漸堆積，所留下的大量有機物則形成石油源岩。

生物的演化改變了石油的性質

由於石油的原料是生物的遺骸，因此調查石油的性質便可以得知古老時期的生物演化過程和地球環境歷史。

生命的演化大概有下述的過程。生命是於38億年前誕生，並逐漸地進行演化，到了距今5億5000萬年前的古生代寒武紀時期，爆發性的演化才開始，大約4億4500萬年前，生命也登上了陸地。

4億4000萬年至4億年前時期，石油源岩的主要成分是當時繁茂的浮游植物所形成的耐碳氫化合物。另一方面，羊齒類植物在此時期繁瑣盛於海岸近處，因此以陸上植物為原料的石油源岩也出現了。

2億9000萬年前，廣大的陸地普遍出現由裸子植物組成的森林，並到處形成被沼澤地包圍的湖沼，藻類便在湖沼中開始繁殖。由此也產生了以藻類為原料的新種石油源岩，這也是陸上植物的繁盛促使新性質石油源岩誕生的一例。

9000萬年前時期，被子植物和針葉樹林開始逐漸擴張到高緯度地區和高地，因而出現以陸地木材為原料的石油源岩。另一方面，樹木的樹脂成為輕質原油的原料，形成新的石油源岩。針葉樹林的增加竟使得木材取代了藻類，成為石油源岩的主要原料。

最近石油性質的分析技術有長足的進步，我們已逐漸可以取得有關石油原料性質，以及由熱能引起的變化過程等的詳細資料。由此種資料即能進一步了解原料生物遺骸逐漸堆積時的環境狀況。

大約1億7000萬年到200萬年前所發生的全球性規模「阿爾卑斯造山運動期」也造出了巨油田，在此時期，分布於廣大范圍的1億年前前後形成的石油源岩都沒入地中。現有的石油和天然氣有大約3分之2就是此時期形成的.