如何判断生物成因气

Ⅰ 天然气的成因类型及鉴别

(一)天然气的成因类型

天然气可分为烃类气和非烃类气两大类，在石油和天然气地质领域，天然气一般专指以含甲烷为主的可燃烃类气。烃类气又可分为两类:有机成因的和无机成因的，无机成因烃类泛指由无机质所形成的烃类气，如深源气等;有机成因烃类气是指那些由有机质通过细菌分解(生物成因气)、热分解(热解成因气)或煤化(煤系成因气)作用而形成的烃类气。M.Schoell(1980)将其作了更明确的界定:生物成因的天然气，C₂₊含量少于0.05%，成熟度小于0.6，它包括陆相(Bt)和海相(Bm)两种不同环境中形成的天然气。热成因的天然气包括与原油共生的潮湿型气体(T)，这种天然气C₂₊含量高于5，成熟度在0.6～1.2之间。另一种热成因的天然气为干燥型气体(TT)，C₂₊含量不会超过5%，多数小于1%，成熟度变化范围大，从0.8到3。按照Tissot等(1974)的意见，这类天然气可根据干酪根类型细分为:海相腐泥质(TTm)型和陆相腐殖质型(TTh)两类。除生物成因和热成因两大类外，还有一类介于两者之间的混合型(M)天然气(图14－5)。由陆相沉积环境腐殖型有机质形成的天然气，往往比由海相沉积环境腐泥型有机质形成的天然气更富含¹³C(两者的δ¹³C值相差12左右)，而且随着有机质成熟度的增加，不管是由腐殖型有机质还是由腐泥型有机质形成的天然气，它们的δ¹³C值都趋向增加(图14－6，图14－7)。

图14－5 天然气的成因类型分类(据Schoell，1980)

图14－6 天然气中含碳气体的碳同位素组成(据Deines，1980)

根据多源、多阶段成气理论，天然气成因分类的主要依据是生气有机质的类型、成气作用和有机质演化阶段。张士亚等(1994)把有机成因烃类气分为四大类(表14－1)，同时指出δ¹³C=－29‰是识别天然气源岩有机质母质类型的良好标志，而δ¹³C=－55‰则是识别天然气成气作用和有机质演化阶段的良好标志。张义纲等(1994)研究了天然气成因，他们根据δ¹³C值把天然气分为5种成因和12种气:①原生微生物成因(生物气);②原生热解成因(低熟、成熟、高熟的腐殖气和腐泥气);③表生菌解成因(油层、煤层菌解气);④后生半无机成因(热液烃气);⑤无机成因(深源气、高纯二氧化碳气)。

图14－7 海相腐泥质(TTm)和陆相腐殖质(TTh)母岩热成因甲烷的δD－δ¹³C关系图(据Schoell，1980)

表14－1 有机成因烃类气的分类

(据张士亚，1994)

(二)天然气成因类型的碳同位素界定

烷烃的碳同位素组成的一般特征(戴金星，1993)如下:

1.有机烷烃的碳同位素组成

1)有机烷烃气的δ¹³C值随成熟度(R_o)的增大而增高;

2)有机的同源同期甲烷及其同系物的δ¹³C值随烷烃分子中碳数的增大而增高;

3)由相同或相近成熟度源岩形成的煤成气甲烷，其δ¹³C值比油型气对应组分高;

4)甲烷及其同系物中的某些组分被细菌氧化后，会使其剩余组分的碳同位素组成变重。

母质相同但成熟条件不同或成熟度相同而母质不同的条件下形成的天然气，其碳同位素组成有着明显的区别。

2.无机烷烃类碳同位素组成

1)无机甲烷碳同位素的δ¹³C值大多比有机甲烷高;

2)无机甲烷及其同系物的δ¹³C值随烷烃气分子中碳数的增加而降低。

图14－8 天然气成因判别图

3.δ¹³C₁特征

生物成因气的δ¹³C₁均值小于－54‰，油田伴生气δ¹³C₁均值介于－54‰～－40‰之间，过成熟气或煤型气的δ¹³C₁均大于－40‰。同时，还可以利用轻烃气体中甲烷及其同系物的比值与δ¹³C₁值划分天然气的成因类型(图14－8)。

4.天然气分类

在天然气的分类判识上存在很多划分标准，现在普遍接受的观点是将天然气按来源分为有机成因气和无机成因气，按有机成因中母质的不同分为油型气和煤型气，按其生成演化阶段分为生物气、生物－热催化过渡带气、热解气、裂解气。戴金星(1993)提出用甲烷、乙烷、丙烷碳同位素来鉴别天然气是否是煤型气和判别有机烷烃气的成因，并提出了区分不同成因天然气的方法和碳同位素界定范围(表14－2)。

表14－2 天然气碳同位素鉴定表

注:δ¹³C₁为甲烷的δ¹³C值;δ¹³C₂为乙烷的δ¹³C值;δ¹³C₃为丙烷的δ¹³C值。 (据戴金星，1993)

5.天然气中δ¹³C_CO2特征

天然气中δ¹³C_CO2的特征是鉴别CO₂成因类型及来源的重要指标。δ¹³C_CO2重于－8是无机成因气，轻于－10是有机成因气，当δ¹³C_CO2在两者之间时，可以是有机成因与无机成因的共存区或混合区(Daieta1.，2000)。

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随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，除去混源情况外，天然气的乙烷碳同位素组成主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识天然气成因的可靠性，一般以C₂在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限。而处于这一区间内则属混源气。

图14－9 塔里木盆地塔河油田原油碳同位素类型曲线

6.天然气的同位素异常

天然气的生成具有阶段性，烃源岩在不同演化阶段生成的天然气以及不同类型的天然气具有不同的地球化学特征。由于在地质条件下成气营力较为复杂，常可看到天然气的甲烷及同系物的碳同位素组成分布倒转或非线性变化的现象，这种气的成因可能与生物降解、异常高温或多源、多阶段复合有关。A.T.James等(1991)认为，来自木质－煤型生气烃源岩的天然气，其受源岩控制的程度大，木质－煤型有机质的天然气，其高分子量的湿气组分的碳同位素组成出现倒转，即正丁烷的碳同位素组成比丙烷轻。戴金星(1989)则认为，甲烷同系物的碳同位素组成轻重的全部倒转是混源(混合)气的特征，这种混合气包括不同类型母质的生成气的混合或同一母质的不同成熟阶段的生成气的混合。高波等(2006)在对塔河油田原油和天然气地球化学特征进行详细研究的基础上，根据油气蕴藏中得到的成藏信息，对塔河油田的油气充注期次进行了探讨。通过对原油不同族组分碳同位素的研究，得出塔河油田原油两期充注的地球化学证据(图14－9)。一般来说，正常原油碳同位素类型曲线符合δ¹³C_饱和烃<δ¹³C_芳烃<δ¹³C_非烃<δ¹³C_沥青质的顺序，而本区原油的沥青质碳同位素普遍变轻，部分原油的非烃碳同位素也比较轻，出现了碳同位素顺序的倒转，这说明本区原油至少经历了两期充注与成藏过程。早期充注的原油成熟度较低，原油及其族组成的碳同位素较轻，在成藏后因遭受生物降解作用，主要残留了非烃和沥青质等重组分;与后期充注的正常原油相混合后，原油饱和烃和芳香烃碳同位素主要表现为后期充注原油的特征，碳同位素相对较重，非烃和沥青质则表现为两者的混源特征而相对较轻。

(三)天然气成因类型的鉴别

1.有机甲烷和无机甲烷的鉴别

(1)有机成因甲烷的鉴别

关于一些有机成因甲烷的鉴别，目前较为统一的认识(戴金星，1992)是:①生物气δ¹³C₁<－55;热解气δ¹³C₁>－55‰，大部分大于－53‰;②生物气甲烷许多不与重烃气共生，有的仅有微量或痕量乙烷和丙烷与之共生，总重烃气常小于0.5%(柴达木盆地生物气甲烷与之共生重烃气小于0.2%)，C₁/C₂₊₃>170，大部分在200以上，是干气;相反，热解气甲烷和乙烷、丙烷及丁烷共生，C₁/C₂₊₃大部分小于15‰，绝大部分小于10‰，为湿气;③生物气甲烷与油不共生，热解气甲烷与油共生;④图解法，用δ¹³C－C₁/C₂₊₃鉴别图版(图14－10)，可区分生物气甲烷和热解气甲烷，前者在I¹和I²区，后者在II¹区。

图14－10 δ¹³C－C₁/C₂₊₃鉴别图版

(2)原油伴生(热解)气甲烷和油型裂解气甲烷鉴别

①原油伴生气δ¹³C₁值大于－55‰至－40‰;油型裂解气δ¹³C₁值大于－37‰至小于－30‰。②原油伴生气甲烷与之共存的重烃气含量大于5%，通常大于8%，C₁/C₂₊₃绝大部分小于10‰，是湿气;油型裂解气甲烷与之共存的重烃气含量小于5%，常常在3%下，往往没有丁烷。③原油伴生气甲烷通常为原油的附属物，溶解在原油中，油型裂解气甲烷往往在游离气(气层气)中。④图解法，用δ¹³C－C₁/C₂₊₃鉴别图版(图14－10)，可区分原油伴生气甲烷和油型裂解气甲烷，前者在II¹区，后者在Ⅱ²和Ⅲ¹区。

戴金星在根据我国松辽、渤海湾、四川、柴达木、鄂尔多斯、塔里木、准噶尔、琼东南和东海等17个盆地、14个煤矿、5个温(热)泉点1007个气样的碳、氢同位素、轻烃、气组分等许多项目，总计10854个分析数据，同时参考国外许多有关资料的基础上，总结出有机和无机烷烃气识别的一般规律:除高成熟和过成熟的极少量煤型气甲烷外，凡甲烷碳同位素(δ¹³C₁)大于－30‰的是无机甲烷，绝大部分有机甲烷δ¹³C₁值小于－30‰。表14－3为国内外大量无机甲烷δ¹³C₁值均大于－30的实例。

表14－3 世界上一些无机甲烷碳同位素组成

可以用地质综合分析法区别δ¹³C₁>－30的无机甲烷与煤型气甲烷:煤型气甲烷通常产出在煤系中(澳大利亚Cooper盆地)或在煤系之上(中国文留气藏和汪家屯气田、中欧盆地Rothliegende气藏)或在煤系之下(中国华北油田坝县地区)。无机甲烷产出处，通常没有煤系，往往在火山区、地热区或深大断裂、俯冲带、洋脊附近，如我国腾冲硫磺塘和甘孜拖坝镇以及新西兰地热区。

2.有机烷烃气和无机烷烃气的鉴别

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大。因此，天然气的乙烷碳同位素组成如果除去混源外，主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识成因的可靠性，一般地以δ¹³C₂在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限，而处于这一区间附近则属混源气。在热演化过程中乙烷碳同位素分馏较弱，因而，δ¹³C₂是划分天然气母质类型的有效指标。乙烷、甲烷碳同位素的差值Δ¹³C_2－1随热演化程度增高而减小，且基本不受母质类型的影响，可用于确定成熟度。因此，应用δ¹³C₂－Δ¹³C_2－1关系图可区分不同成因类型的天然气。

烷烃气的碳同位素系列对比可鉴别有机和无机烷烃气。所谓烷烃气碳同位素系列系指依烷烃气分子碳数顺序递增，δ¹³C值依次递增或递减。递增者(δ¹³C₁<δ¹³C₂<δ¹³C₃<δ¹³C₄)称为正碳同位素系列;递减者(δ¹³C₁>δ¹³C₂>δ¹³C₃)称为负碳同位素系列。有机烷烃气具有正碳同位素系列，我国和国外含油气盆地有大量这样的有机烷烃气。无机烷烃气具有负碳同位素系列，这方面国内外目前研究均较薄弱。在我国松辽盆地北部芳深1井，东海盆地天外天构造新近系中，都发现具有负碳同位素系列特征的无机烷烃气。此外，在美国和苏联也有发现。

图14－11 C₇系统三角图版

C₇系统三角图版对于湿度较大的有机烷烃气的鉴别，可借助与之共生的同源的C₇系统轻烃，能较好确定烷烃气属类。C₇系统的化合物包括三类:正庚烷(nC₇)、甲基环己烷(MCC₆)及各种结构的二甲基环戊烷(ΣDMCC₅)。正庚烷主要来自藻类和细菌，对成熟作用十分敏感，是良好的成熟度指标。各种结构二甲基环戊烷主要来自水生生物的类脂化合物。甲基环己烷主要来自高等植物木质素、纤维素、醣类等，是反映陆源母质类型的良好参数，热力学性质相对稳定。因此，以上述三类化合物为顶点编制的三角图，能较好判别有机成因气，从而也就可鉴别有机烷烃气。图14－11是我国C₇系统三类化合物资料编制的三角图版:I区为油型气区，即油型烷烃气区;II区为煤型气区，即煤成烷烃气区。例如鄂尔多斯盆地塞18井的天然气中C₇系统轻烃三类化合物各占比例:nC₇为38.4%，MCC₆为6.3%，ΣDMCC₅为55.3%，以这些数据标在图上得点A落在I区，因此，它为油型烷烃气;再如渤海湾盆地苏桥气田苏402井天然气中C系统轻烃三类化合物各占比例:nC₇为30.9%，MCC₆为48.1%，ΣDM-CC₅为21.0%，把这些数据标在图上得点B落在II区，因此，它为煤型烷烃气。

鉴别天然气中某组分的成因类型，不能推断天然气中其他组分也属同一成因。确定天然气的成因，对各组分都进行成因鉴别是最科学的。但这样要花很大人力与财力，一般只鉴别天然气中几个主要组分的成因类型，说明该天然气的主要成因从属。

用多项指标综合确定组分或天然气的成因，比单一指标鉴别更可靠。一定要把用指标识别气的成因类型与具体地质条件结合起来。戴金星(1992)根据“六五”和“七五”期间科研项目鉴别各类天然气的研究成果，同时参考了国外有关文献，概括出各类成因天然气综合鉴别表(表14－4)。该表可用来鉴别天然气组分，以至天然气的成因属类。

表14－4 不同成因类型天然气的综合鉴别特征

续表

(据戴金星，1993，简化)

天然气气源对比的关键是挑选合适的气源对比指标，如天然气组分、碳同位素、轻烃及轻烃同位素，判断出天然气性质，再结合岩石的性质和分布，确定天然气的烃源岩。

甲烷、乙烷、正构烷、异构烷的碳同位素在识别天然气成因及其母质类型中已发挥了重要作用，但C₆以上单体烃碳同位素分布信息在油气/源岩对比研究中还停留在看图识字的水平上，还有很大潜力。正构烷、异构烷的碳同位素分布配合其碳数分布可以更可靠地确认油气生源及其烃源岩，甚至揭示其生烃机制。干酪根热解生烃、可溶有机质生烃、有机质经过微生物改造后生烃等不同的生烃机制，即未熟低熟油生烃机制和成熟油生烃机制的不同，在烃类碳同位素分布上理应有所反映。张林晔等认为，济阳坳陷未熟油主要源自可溶有机质(ZhangLY， et al.，2004)。日本Tho等通过实验说明，木质素经过微生物改造后，成熟门槛从300℃降到200℃(ThoK， et al.，2004)。ZhangYG于1979年在国内、1981年在英国刊物上首先提出未熟、低熟油的概念。

然而，由于油气形成的漫长性和本身的可流动性，在运移、聚集甚至储层对比中会经历一系列的变化。这样就会模糊甚至完全掩盖这些原生的相似性，从而大大增加对比的多解性和复杂性。为此，合理地选用对比参数，并综合各种地质及同位素地球化学资料是十分必要的。

3.轻烃单体苯、甲苯同位素的油(气)源对比

采用天然气中C－C稳定碳同位素组成进行气源对比是目前国内外最常用的方法，但是这种对比的局限性在于这些组成不仅受有机质类型控制，而且在不同程度上还要受到热演化程度、生物降解作用、运移等非成因因素的影响，在某些情况下，使气源对比的可靠性降低。因此，必须寻找到不受上述作用干扰、主要与成因有关的气源对比指标。近年来，天然气中苯和甲苯含量有时也用作对比指标。蒋助生等(2000)利用热模拟与在线同位素分析技术，从天然气及气源岩热解产物中的甲烷、乙烷、苯和甲苯的稳定碳同位素组成入手，结合塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和莺－琼盆地的地质实例进行了对比研究，探讨了这些组成作为气源对比参数的可行性。发现热成熟度和运移效应对苯、甲苯碳同位素组成影响较小。研究结果表明，同一类型气源岩热模拟产物中苯、甲苯同位素组成受热成熟度的影响不大。在400～600℃热模拟实验中，除个别点外，变化小于1，说明它们基本上不受热成熟度的影响。同一类型的天然气、源岩的苯和甲苯碳同位素组成没有太大的差异，不同层位气源岩苯、甲苯碳同位素组成有明显区别，大多相差3以上。甲苯脱吸附实验表明，甲苯碳同位素组成在脱吸附过程中基本上不发生变化;而热成熟度和运移效应对C₁—C₂碳同位素组成影响较大，同一样品在不同热成熟度阶段甲烷碳同位素组成的变化可达10左右，乙烷碳同位素组成的变化可达5左右。甲烷的扩散效应可使甲烷碳同位素组成变化达15左右，吸附效应可使甲烷碳同位素组成变化达20左右。苯、甲苯碳同位素组成可作为气源对比的有效指标。甲苯碳同位素值与其他气源对比指标相结合使用，不仅可以有效地判识气源，而且还可以判识天然气成熟度。利用苯、甲苯碳同位素组成指标在我国塔里木等盆地气源对比中取得了较好的效果。杨池银(2003)通过对板桥凹陷深层及奥陶系潜山均钻遇的乙烷以上具异常重碳同位素的天然气研究，使用轻烃族组成、C轻烃组成、环烷指数及苯、甲苯碳同位素证实，气源主要为板桥凹陷古近系偏腐殖型烃源岩。

Ⅱ 天然气是如何形成的

1、生物成因

成岩作用（阶段）早期，在浅层生物化学作用带内，沉积有机质经微生物的群体发酵和合成作用形成的天然气称为生物成因气。其中有时混有早期低温降解形成的气体。生物成因气出现在埋藏浅、时代新和演化程度低的岩层中，以含甲烷气为主。生物成因气形成的前提条件是更加丰富的有机质和强还原环境。

2、有机成因

沉积有机质特别是腐泥型有机质在热降解成油过程中，与石油一起形成的天然气，或者是在后成作用阶段由有机质和早期形成的液态石油热裂解形成的天然气称为油型气，包括湿气（石油伴生气）、凝析气和裂解气。

3、煤型气

煤田开采中，经常出现大量瓦斯涌出的现象，如重庆合川区一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高达140万立方米，这说明，煤系地层确实能生成天然气。

煤型气是一种多成分的混合气体，其中烃类气体以甲烷为主，重烃气含量少，一般为干气，但也可能有湿气，甚至凝析气。有时可含较多Hg蒸气和N2等。

4、无机成因

地球深部岩浆活动、变质岩和宇宙空间分布的可燃气体，以及岩石无机盐类分解产生的气体，都属于无机成因气或非生物成因气。它属于干气，以甲烷为主，有时含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它们的某一种为主，形成具有工业意义的非烃气藏。

(2)如何判断生物成因气扩展阅读：

天然气用途：

1、工业燃料

以天然气代替煤，用于工厂采暖，生产用锅炉以及热电厂燃气轮机锅炉。天然气发电是缓解能源紧缺、降低燃煤发电比例，减少环境污染的有效途径，且从经济效益看，天然气发电的单位装机容量所需投资少，建设工期短，上网电价较低，具有较强的竞争力。

天然气发电，通过处理天然气以后，然后安装天然气发电机组来提供电能。

2、工艺生产

如烤漆生产线，烟叶烘干、沥青加热保温等。

3、天然气化工工业

天然气是制造氮肥的最佳原料，具有投资少、成本低、污染少等特点。天然气占氮肥生产原料的比重，世界平均为80%左右。

4、城市燃气事业

特别是居民生活用燃料，包括常规天然气，以及煤层气和页岩气这两种非常规天然气。主要是生产以后并入管道，日常使用天然气。随着人民生活水平的提高及环保意识的增强，大部分城市对天然气的需求明显增加。天然气作为民用燃料的经济效益也大于工业燃料。

5、压缩天然气汽车

以天然气代替汽车用油，具有价格低、污染少、安全等优点。国际天然气汽车组织的统计显示，天然气汽车的年均增长速度为20.8%，全世界共有大约1270万辆使用天然气的车辆，2020年总量将达7000万辆，其中大部分是压缩天然气汽车。

天然气是优质高效的清洁能源，二氧化碳和氮氧化物的排放仅为煤炭的一半和五分之一左右，二氧化硫的排放几乎为零。天然气作为一种清洁、高效的化石能源，其开发利用越来越受到世界各国的重视。全球范围来看，天然气资源量要远大于石油，发展天然气具有足够的资源保障。

6、增效天然气

是以天然气为基础气源，经过气剂智能混合设备与天然气增效剂混合后形成的一种新型节能环保工业燃气，燃烧温度能提高至3300℃，可用于工业切割、焊接、打破口，可完全取代乙炔气、丙烷气，可广泛应用于钢厂、钢构、造船行业，可在船舱内安全使用，现市面上的产品有锐锋燃气，锐锋天然气增效剂。

Ⅲ 煤、石油、天然气是怎样形成的它们各以怎样的形式存在

我这是自己打的不是复制的哦。煤、石油、天然气是怎样形成的这三个问题你在网络上随便搜索一下就有了。
我来和你说一下它们各以怎样的形式存在吧 首先 1、石油是以液态形式存在于地下岩石孔隙中的，也有存在于地下的裂缝或者溶洞中的但大部分是存在于岩石孔隙中的。2、天然气是石油的伴生气体赋存状态主要以游离态为主他们有共同的特性就是必须有良好的封闭层也就是圈闭不然气体和石油就不会被储存。气比油水都轻所以一般在封闭层的最上端。也有单一的天然气藏但是规模就很大基本都要满足一定的地质条件才能聚集。3煤层就是古代死亡的植物所形成的必须在还原环境下也就是无氧环境下，煤层的存在是以固体形式存在的。

Ⅳ 天然气的成因类型及特点

根据形成机理，天然气可划分为有机成因气和无机成因气两大类。所谓有机成因气是指分散的沉积有机质或可燃有机矿产 ( 油、煤和油页岩) ，在其成岩成熟过程中，由微生物降解和热解作用形成的以烃气为主的天然气，就目前的研究程度来看，现今发现的天然气绝大部分属于有机成因气。显然，这是一个非常庞大的类型。由前面的叙述可知，根据成气的主要作用因素，可进一步将有机成因气分为生物成因气 ( 包括成岩气) 和热解气，后者是有机成因气的主体。还可根据成气有机质类型的不同再进一步划分: 将由成油有机质 ( Ⅰ、Ⅱ型干酪根) 形成与石油相伴生成的天然气称为油型气; 而将Ⅲ型干酪根和成煤有机质在成煤变质过程中形成的天然气称为煤型气。这样就将天然气划分为四种基本的成因类型，即生物成因气、油型气、煤型气和无机成因气 ( 表 5 －5) 。

表 5 －4 天然气组成的来源

表 5 －5 天然气成因类型

(一)生物成因气

生物成因气是有机质在还原环境下主要由微生物降解、发酵和合成作用形成的以甲烷为主的天然气，有时也包括(或混有)部分早期低温降解作用形成的甲烷气和数量不等的重烃气。

生物成因气形成过程包括一系列复杂的生物化学作用。这一过程从浅处的微生物喜氧呼吸的代谢作用开始，游离氧被消耗，从而进入硫酸盐还原带的厌氧呼吸阶段，使硫酸盐还原为H₂S;当继续进入缺硫酸盐的碳酸盐还原带时，在严格的厌氧环境中，微生物发酵作用使不溶有机质(生物聚合物)在酶的作用下变成可溶有机质，进而在产酸菌和产氢菌的作用下变为挥发性有机酸、H₂和CO₂;H₂和CO₂在甲烷菌的作用下，最终合成甲烷。因此，碳酸盐还原带是生成生物甲烷的主要生化带(图5－27)。

富含硫酸盐的强还原环境，特别是沉积腐泥型有机质的强还原环境，对产甲烷菌有明显的抑制作用，有机质不易分解出H₂和CO₂，使生物成因气不能大量生成。在陆相环境中，由于淡水湖泊盐度低，缺少硫酸盐类矿物，腐殖型和混合型有机质易被分解成H₂和CO₂，并有利于甲烷菌繁殖。甲烷在靠近地表不深的地带即可形成，但由于埋深太浅，大部分被散失或氧化，不易形成规模较大的生物成因气藏。在低气温的极地和深海，浅层形成的烃气可与水结合形成固态气－水合物。在半咸水和咸水湖，尤其是碱性咸水湖有利于有机质保存。直到埋藏一定深度后，有机质才大量分解并使产甲烷菌大量繁殖，合成的甲烷在适当的条件下可聚集成较大规模的气藏。因此，富含腐殖型和混合型有机质的浅海和海陆交互相带，寒冷的极地和深海以及大陆干旱－半干旱的咸水湖泊都是生物成因气形成的有利沉积环境。

有利于生物气形成的因素可大致归纳为:①有丰富的有机质;②严格的缺氧、缺硫酸盐环境;③pH值以接近中性为宜;④温度在35～42℃为最佳。pH值低于6.0或高于8.0，甲烷菌生长和甲烷气产率都会有明显减少;甚至会使甲烷菌中毒，发酵停滞。即使发酵好了，也可能缺CO₂;pH值接近8.0时，CO₂溶解度趋近于0，也不能生成CH₄。虽然有资料表明，产甲烷细菌可以在温度高于100℃时仍能成活，但模拟实验显示，适合甲烷菌大量繁殖并生成甲烷的温度一般低于75℃。在低于75℃的条件下，甲烷的产率随温度上升而增加。主生气带在25～65℃之间(关德师和戚厚发等，1997)。根据发酵的温度，可分低温发酵(＜28℃)，中温发酵(28－42℃)和高温发酵(＞42℃);一般高温发酵具有较高的甲烷产率，因为高温发酵不仅能使有机质较快地转化生成甲烷(或许包含有低温热解的因素)，而且有新的甲烷细菌群体出现，产酸和产氢菌类型也有较大改善。

生物成因气化学组成，除个别含N₂较多的天然气外，CH₄含量一般大于98%，有的甚至在99%以上。重烃含量低，一般少于0.2%，个别可达1%～2%。C₁/C⁺₂(干燥系数)一般在数百以上到数千不等，为典型的干气。重烃含量一般随埋藏深度的增加而增加，这已被深海钻探计划提交的研究成果所证实。一般认为重烃含量在2%以上者大多有热成因气掺和。

图5－27 富含有机质的敞开海沉积物中微生物代谢作用的生化环境剖面图(据Rice＆Claypool，1981)

生物成因气的δ¹³C₁值一般为－85‰～－60‰(亦有以－55‰或－58‰为上限者)之间，最低可为－90‰。若有深部热成因气的加入，δ¹³C₁值可升高达－50‰～－45‰。腐殖母质的生物成因气其δ¹³C值约为－80‰～58‰。有机质进入沉积域后，经过微生物的发酵作用一直到合成甲烷气的过程，实际上都是¹²C富集的过程。故生物成因气中甲烷的¹³C含量很低，因而δ¹³C₁值的负值大。生物成因气的δ¹³C₁值随埋藏深度的增加会有所升高。这不仅与少量低温热解成因气的形成有关，也与深部热解成因气的向上运移有关。

目前已发现的生物成因气储量大致占世界已发现天然气总储量的20%左右。其中大约80%在俄罗斯，而俄罗斯的大部分又是在西西伯利亚地区，其勘探前景不可低估。

(二)油型气

油型气指成油有机质(腐泥型和混合型干酪根)在热力作用下以及石油热裂解形成的各种天然气，主要包括石油伴生气、凝析油伴生气和热裂解干气。成油有机质的热演化成烃过程用R_o来表示其阶段和主要产物(图5－28)。

图5－28 有机质成烃演化条件的模式图

成油有机质成熟演化过程中产生的天然气以烃气为主，但仍有数量不等的非烃气。CO₂主要形成于深成作用阶段的早中期，N₂主要形成于深成阶段的中期，H₂S主要形成于深成阶段中期到准变质阶段。产气高峰在深成作用的中晚期，这是因为深成作用中晚期成油有机质液态烃产率明显降低，而产气率逐渐增加，与此同时已生成的液态烃，开始裂解成气，两种成气作用叠加的结果，使产烃气率大增，形成产气高峰。

与成油有机质演化有关的天然气(烃和非烃)随深度的生成模式，如图5－29所示。

成油有机质热降解作用所形成的石油伴生气和热裂解成因干气，都是在较高温度(超过门限温度)下参与热化学反应形成的。石油和凝析油伴生气在化学组成上的基本特点是重烃含量高，一般大于5%;最高可达40%～50%，甚至可超过甲烷含量。而且iC₄/nC₄常小于1。过成熟干气则以甲烷为主，很少重烃(≤2%)。两者在碳同位素组成上亦有明显差别，由石油伴生气→凝析油伴生气→过成熟干气向¹³C逐渐富集，δ¹³C₁值增大。分别为－55‰～－40‰，－45‰～－30‰，－35‰。不同演化阶段天然气δ¹³C₁值的分布区间只是概略的，实际情况变化范围可能更大些。此外还必须指出，在原油开始裂解时形成的天然气具有较低的δ¹³C₁值，甚至比石油伴生气更低些(δ¹³C₁值约为－60‰～50‰)。

图5－29 与成油有机质演化有关的天然气(烃和非烃)生成模式图(转引自陈荣书，1994)

(三) 煤型气

指腐殖煤及腐殖型煤系有机质在变质作用阶段形成的天然气。其含义与腐泥型有机质在成油演化过程中形成的天然气称为油型气相对应，又称煤系气、煤成气等。

煤系又称含煤岩系，它是指以含有煤层和煤线为特征的沉积岩系。当腐殖有机质高度聚集时便形成腐殖煤，而当其分散存在时便形成暗色泥岩和炭质泥岩，一般把有机碳含量≤15%的称暗色泥岩，在15%～30%之间称炭质泥岩，＞30%时叫煤。

腐殖煤及腐殖型干酪根显微镜下观察有3组煤岩显微组成，即镜质组、惰质组和壳质组。镜质组是最主要的组成，它是植物茎、叶等木质纤维组织通过分解和凝胶化作用而形成的，有结构镜质组和无结构镜质组。惰质组又称丝质组，是木质纤维被焚烧或经脱水强氧化后而形成，具丝炭状细胞结构。壳质组也称稳定组，包括孢粉、树脂体、角质体和木栓体等，它们常具清晰的特殊形态和光学性质。上述3种煤岩组分中，挥发分含量以壳质组最多，其次为镜质组，再次为惰质组。壳质组在成煤所有阶段均有烃类生成，镜质组仅从气煤－肥煤阶段才开始生烃，而惰质组则从贫煤(R_o＞1.9%)阶段才产生甲烷。3种煤岩组分和几种植物组成的元素分析见图5－30。

图5－30 煤岩显微组分和植物组成的H/C与O/C原子比相关图(据Tissot等，1984)

腐殖有机质的基本结构是带有许多脂肪族短侧链和杂原子官能团的缩合稠环芳烃体系。稠环有较大的稳定性，但侧链和官能团与稠环之间的结合力较弱，热稳定性小，故在不断埋藏和升温过程中逐渐发生脱落，分解形成CO₂、H₂O、N₂、CH₄及其同系物等分子简单的挥发物质。

成煤作用的阶段可划分为泥炭化作用和煤化作用两大阶段，前者指高等植物主要在生物化学作用下转变成泥炭的过程。后者又分为成岩作用和变质作用阶段，成岩作用阶段是从泥炭到褐煤的过程，而变质作用阶段主要是在热力作用下由褐煤依次转变为长焰煤、气煤、肥煤、焦煤、瘦煤和贫煤等烟煤至无烟煤的过程。从泥炭到无烟煤的元素组成如图5－31所示。

图5－31 在埋藏过程中从泥炭到无烟煤的元素组成演化(据Durand等，1983)

泥炭化阶段所生成的生物成因气因缺乏保存条件而难以形成聚集。与成油母质相比，腐殖型有机质在成岩作用阶段形成的生物成因气，非烃气含量较高。进入变质作用阶段所形成的天然气称煤型气。其中气煤－肥煤阶段(R_o约0.65%～1.2%)为生成轻质油和C₂—C₄重烃气的高峰期，从焦煤或瘦煤开始(R_o=1.5%或1.7%)，为煤型裂解气主要生成阶段。煤型气中非烃气以CO₂生成量最大，N₂次之，H₂S最少;无锡石油地质中心实验室对不同岩性、不同类型有机质进行了大量的成气热模拟实验和实际资料的研究，得出了主要生气阶段和生气高峰时R_o值的分布和其母质的H/C原子比值，如图5－32所示。

煤型气的化学组成中重烃气含量有时可达10%以上，甲烷气一般占70%～95%。非烃气中普遍含N₂和Hg蒸气，也常含CO₂，但贫H₂S。据戴金星等(1985)资料，我国煤型气的δ¹³C₁值为－41.8‰～－24.9‰;δ¹³C₂值为－27.09‰～－23.81‰，平均值为－25.78‰;δ¹³C₃值为－25.72‰～－19.16‰，平均值为－23.45‰。

图5－32 天然气生成模式图(据张义纲等，1991)

(四)无机成因气

对于无机成因气，前面在论及烃类的无机成因中已有所涉及。在此仅就“气”的无机成因问题进行讨论。

Wclham and Craig(1979)在东太平洋海隆热液喷出口观测到射出的甲烷气，从实践上证实了地球内部大量深源无机成因甲烷气的客观存在。在加勒比海深大断裂附近，曾测得规模更大的甲烷气，外逸气中还含有少量乙烷和丙烷(C⁺₂含量达0.5%)。在6300m深处的甲烷浓度为标准海水中甲烷浓度的5000倍，每10日逸出量达1×10⁶m³。

海洋沉积物中广泛分布的甲烷水合物，数量巨大，甚至连赞成有机成因的研究者(Claypool and Kaplan，1974)也承认难以单用细菌作用生成甲烷来解释。而深源无机成因说可提供符合实际情况的解释———由深部形成的甲烷在向地表运移过程中被捕集于泥质沉积物中，在适当温压条件下转变为气水合物。但气水合物中δ¹³C₁值一般较低，这可能是由于甲烷在浅层氧化过程中¹³C贫化(同位素交换作用使¹³C富集于CO₂中)所致。

关于深源无机成因气的形成机理，据French(1966)、Nordlie(1971)、Gerlach(1980)和Holloway(1981)等对地壳内部岩浆作用的热力学模型的研究结果认为，地壳内部甲烷的稳定性取决于温度、压力和氧的化学有效性。氧的化学有效性用“逸度”表示。高逸度值有利于形成H₂O、CO₂和SO₂，低逸度值有利于还原型化合物如H₂S、H₂和CH₄等的形成和保存。

根据对地幔排气作用的综合研究结果认为，地幔排气过程依其特点可分为两种基本类型:即较高温度、较高氧逸度、较小压力的热排气过程和较低温度、较低氧逸度、较大压力的冷排气过程。前者地幔气以H₂O和CO₂为主，后者则以CH₄和H₂为主(陈荣书，1989)。前者相当于火山喷气，后者则相当于岩浆侵入上覆岩层中的脱气作用。

化学组成一般以甲烷占优势，C⁺₂含量很少，一般＜1%。常可见少量到微量的烯烃(乙烯或丙烯)，且氢、氮、二氧化碳、一氧化碳及氦气含量较高。烃气中δ¹³C₁值变化范围大，从－2‰～－41‰都有，但以－15‰～－35‰区间最为普遍。一般以δ¹³C₁值＞－20‰作为无机成因气的较可靠证据。

目前发现纯粹的无机成因气藏(田)不多，但已发现了许多混有无机成因气的气田。如美国中部大陆本得隆起等气田，氮含量高达80%～90%，伴有7%～9%的氦，推断这种气体同深源岩浆成因有关;在俄罗斯科拉半岛钻入超基性岩体的井内，发现含氮量20%～40%、含氦量0.6%～3.7%的天然气，从这种天然气的地质产状及氮－氦组合来看均表明是岩浆成因。我国东营凹陷平方王油田下第三系所产天然气，二氧化碳含量达63%～66%，系喜马拉雅期玄武岩与石灰岩接触后碳酸钙的热分解所致。匈牙利潘农盆地米哈伊气田，呈不整合直接覆盖在结晶基岩之上的第三系砂层上，产出的天然气中CO₂含量达95%，CH₄仅4.5%，可能来自结晶基岩深处。

图5－33 自然界CH₄与CO₂共生体系的δ¹³C_CH4和δ¹³C_CO2分布图(据Гуцало，1981)

Ⅳ 天然气成因类型划分及气源分析

（一）无机与有机天然气类型划分

天然气成因类型的判识主要依赖于天然气的组分和碳、氢同位素组成，并以天然气伴生的轻质油、凝析油、原油的轻烃地球化学特征以及稀有气体同位素组成为辅。腰英台地区的甲烷碳同位素明显偏重，其δ¹³C₁＞30‰。据戴金星（1992），除高成熟和过成熟的煤型气外，δ¹³C₁＞-30%。的均为无机成因的甲烷，因此利用CH₄（%）与δ¹³C₁（‰）图可知（图3-33），腰英台构造带主要分布煤型气区内，ChaS1井与YS1井（3466m）登娄库组可能为无机成因甲烷气或者少量的无机气混入的有机气，另外ChaSl井区的个别样品介于无机气与有机气之间，从而表明此研究区有深部的无机气混入，达尔罕构造带以及双坨子地区主要分布有机成因煤成气，煤型气与油型气需要进一步的判识（张枝焕、童亨茂等，2008）。

图3-33 无机与有机天然气类型划分

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

（二）有机烷烃气体进一步鉴别

在有机成因的烷烃气中，生物气和裂解气均具有高甲烷含量、低重烃含量的特点，它们的区别之一是生物气甲烷碳同位素较低，而裂解气的甲烷碳同位素值偏重，根据生物气的一个良好鉴别标志δ¹³C₁＜-55%来看，长岭断陷天然气均属于裂解气。从δ¹³C₁—1gC₁/C₂₊₃关系图来看（图3-34），腰英台构造带与ChaS1井区的天然气均属于煤型气，ChaS1井个别样品明显有无机气的混入，为煤成气与无机气的混合气。双坨子地区与腰英台地区的天然气组成特征明显存在差别，主要为原油伴生气以及凝析油与原油伴生气的混合气，由此表明两研究区的天然气的气源是不一致的，腰英台与达尔罕构造带的天然气主要为腐殖型干酪根裂解气，而非原油裂解气（张枝焕、童亨茂等，2008）。

苏联学者Гуцадо（1981）从CH₄与CO₂共生体系碳同位素热平衡原理出发，以世界上已有CH₄与CO₂共生体系中测得的δ¹³C_.和δ¹³Cco₂为依据，将自然界不同成因类型的CH₄与CO₂共生体系划分为三个区，即Ⅰ区为无机成因区，Ⅱ区为生物化学气区，Ⅲ区为有机质热裂解气区。根据图3-35不难看出，研究区腰英台构造带主要分布有机质热裂解气，YS1井与YS2井营城组天然气个别样品分布在无机气的成因区域，大部分样品介于有机质热裂解气区与无机成因气区，达尔罕构造带的天然气主要为有机质裂解气，因此腰英台构造区块的天然气极有可能存在混源特征，可能有无机气的混入，其混源单元还需要进一步的鉴别。

图3-34 天然气δ¹³C₁—lg（C₂+（C₃）关系图

1—ChaS1井区；2—双坨子地区；3—YS1（K₁yc）；4—YS1（K₁d）；5—YP1（K₁yc）；6—YP1（K₁yc）；7—YS2（K₁yc）；8—DB11（K₁yc）；9—DB33井区

图3-35 CH₄与CO₂共生体系碳同位素分布图

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

（三）无机成因甲烷气及识别标志

自然界烃类的大规模形成是有机－无机物质相互作用的结果，而现今油气勘探都是在有机烃源发育的盆地中进行，有机和无机烷烃气混合成藏使无机烷烃气不如非烃气易于识别。尽管如此，目前在许多裂谷盆地中发现了一系列可能的无机成因天然气的聚集，说明无机成因油气仍有一定的发展前景。

到目前为止，对无机成因烃类气体的判断主要依据有烃类气体的组分、碳同位素、烷烃碳同位素系列、与烃类气体伴生的非烃气体、稀有气体的含量及同位素以及地质背景综合分析等方法。松辽盆地有无机成因CH₄的一些重要判别依据：

1.该区与无机CO₂气藏等伴生的CH₄气藏，有特高甲烷碳同位素及负碳同位素系列

在松辽盆地采送的与无机CO₂气藏等伴生的甲烷碳同位素分析样品，碳同位素值出现了大量的δ¹³C₁值大于－30‰，其中还有大量大于－20‰的样品，并出现了大量负碳同位素系列样品，且上述两种特征还同时出现在同一气田（藏），显示了无机成因烃气的存在。

碳同位素是判识无机成因天然气最直接的证据。我国许多地区如云南腾冲县澡塘河、四川甘孜县拖坝、吉林长白山天池、内蒙古克什克腾旗热水镇以及国外许多地区如新西兰地热区、东太平洋热液喷出口、俄罗斯希比尼地块岩浆岩、美国黄石公园等都发现了无机CH₄。这些地区的甲烷碳同位素虽然变化较大，但一般都大于30‰。

许多学者亦提出了鉴定无机成因CH₄的下限值，有的为大于－20‰，有的为－30‰。但必须指出的是不论哪一个值都不是划分无机甲烷的绝对值，因为某些高（过）成熟的煤型CH₄也有显示重碳同位素特征的特点，因此在确定其成因时还需综合考虑其他资料，如烷烃气碳同位素系列、地质构造背景等。其中碳同位素系列是识别有机、无机烷烃气最有效的手段之一。

有机成因的天然气主要源于沉积物中分散有机质的分解。在生烃母质干酪根热降解生成烷烃气的过程中，由于¹²C—¹²C键的键能低于¹²C—¹³C键，因此生物成因天然气中CH₄及其同系物的碳同位素组成具有随碳数的增大而变重的分布特征，即δ¹³C₁＜δ¹³C₂＜δ¹³C₃＜δ¹³C₄正碳同位素系列。这种分布特征几乎存在于所有有机成因的天然气藏，并被有机质热解成烃的模拟实验和理论推导所证实。而对于无机成因的烷烃气来说，重烃气含量很少，而且主要是由甲烷通过放电作用聚合形成的。在由CH₄聚合形成高分子烃类或CO加氢合成烃类的过程中，由于¹²C—¹³C键的键能低于¹²C—¹²C键，使¹²C随分子量的增加而逐渐富集，从而形成甲烷同系物的碳同位素组成与有机成因的同位素系列正好相反，即形成δ¹³C₁＞δ¹³C₂＞δ¹³C₃负碳同位素系列。如前面提到的俄罗斯希比尼地块与岩浆岩有关的天然气中δ¹³C₁为3.2‰，δ¹³C₂为9.1‰，δ¹³C₃为16.2‰；美国黄石公园泥火山气的δ¹³C₁为21.5‰，δ¹³C₂为26.5‰。

徐家围子断陷在昌德、汪家屯、肇州以及朝阳沟等地区及腰英台气田均发现了甲烷碳同位素异常和负碳同位素系列，表明该区有无机烃类气体存在。汪家屯地区W a903井甲烷碳同位素最重达12.22‰，而乙烷的碳同位素为22.99‰；昌德地区表现的最为明显，FaS1、FaS2等井多个气样显示负碳同位素系列，且甲烷碳同位素偏重。从这些气样组分来看，干燥系数

一般都在0.98以上，显得很干，也与无机成因烷烃气的特征相似。

此外，也有学者提出负碳同位素系列并不是判断无机成因烃类气体最可靠的标志，由两种不同成因天然气混合，或由天然气的扩散引起同位素分馏均可造成这种现象的出现。以往的研究认为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，但最近的同位素数值模拟研究结果表明，两种碳同位素正序排列的天然气，混合后可以得到碳同位素完全反序排列的天然气，但要求混合的两个端元的天然气必须具有不同的成因或来源，或它们是明显不同演化阶段的产物。从徐家围子地区的地质条件和同位素特征来看，很难用两种有机成因的气混合加以解释，因为要得到FaS1、FaS2那样重的甲烷负碳同位素系列，要求具有有机成因天然气甲、乙、丙碳同位素为15‰，－14‰，13‰相当的天然气存在，而这种天然气无法与有机质演化的任一阶段相对应，在徐家围子地区也未发现具这种特征的天然气。因此，混合作用不能合理解释该区存在的负碳同位素系列。

2.在该区火山岩的原生流体包裹体中发现CH₄

地球深部流体的性质和成分是当前国内外学术界争论的热点课题。火山喷发物中含有大量的非烃气体、少量烃类气体、稀有气体以及沿一些深大断裂带及地震期前后有烃类气体、CO₂和稀有气体释放已是公认的事实。近年来对火山岩及其地幔岩流体包裹体的研究进一步揭示其流体相主要为H₂O、CO₂、CH₄、N₂、H₂、H₂S及一些稀有气体。地幔物质及其所含流体在横向和纵向上分布也是极不均匀的，如河北大麻坪尖晶石二辉橄榄岩幔源岩气体包裹体中还原性气体含量高达68.0%～93.4%，而山东栖霞大方山二辉橄榄岩样品中还原性气体为8.5%～39.3%。有学者研究了我国华北地区地幔岩的分布，认为地球深部由上到下依次为尖晶石二辉橄榄岩、尖晶石－石榴石二辉橄榄岩和石榴石二辉橄榄岩，分别代表岩石圈地幔和软流圈地幔。其中石榴石二辉橄榄岩中的H₂和CH₄的含量最高，而尖晶石二辉橄榄岩含H₂和CH₄相对较低，因而认为地球深部不同圈层可能孕育有不同性质和类型的天然气，由浅至深有H₂O→CO₂→CH₄、H₂富集的趋势，其中莫霍面附近可能是CO₂的聚集带，岩石圈与软流圈界面附近可能是烃气的富集带，而H₂可能有更深的来源。

在该区非气层段火山岩中采集的火山岩流体包裹体，普遍有较高含量的无机烃气，证实无机成因烃类气体对该区气藏的贡献不容忽视。从徐家围子地区岩浆火山岩流体包裹体气液相成分来看，岩浆成分由基性变为酸性时，CO₂有从少变多的趋势，CH₄的变化趋势正好相反，因此上述研究成果及推断可能是正确的。在长岭达尔罕及腰南构造，在DB11 井的4017～4120m井段的基性岩中发现大量含CH₄的气液相包裹体，其中CH₄的最高含量可达到31.9%，该层测试产纯CH₄，而在相邻的DS2井3670～3780m的酸性流纹岩中，产出以CO₂为主的气藏，在该层中发育大量含CO₂的气液相包裹本。

3.在该区发现大量示指深部低氧逸度环境的伴生气体

在松辽盆地，已发现部分高含H₂及CO、H₂S气的气藏，反映该区地壳深部存在低氧逸度环境，有利于甲烷的生成。无机成因气中低氧逸度组分往往构成共生组合，如DB11井营城组玄武岩段，H₂含量达6%,H₂S含量达（30～50）×10^-6，与CH₄共生。其各项同位素指标均反映这些组分源自无机成因，证实深部存在低氧逸度的大地构造环境。

4.从地质背景综合分析方法证实应当存在无机成因甲烷

一般认为，某些高（过）成熟的煤型甲烷也有显示重碳同位素特征的特点，并经不同成因天然气混合，或由天然气的扩散引起同位素分馏可造成负碳同位素系列。因此，在一些不含煤系的地区，如部分烃类气藏的δ¹³C₁出现明显偏重，且出现负碳同位素系列，但周缘未发现明显的煤系烃源岩，可以确定存在较大规模的无机甲烷供给。

无机CO₂与甲烷的共生，在各类有机烃类成藏条件差别不大的情况下，在局部地区出现特高、特大的气藏，或在有机烃类气体供给很少的区带，在圈闭中发现大量甲烷，揭示存在无机成因甲烷的供给。

以腰英台—达尔罕断凸带为例，该带已钻达基岩顶面的D2、DBIl井揭示，经二维、三维地震资料标定，该区周邻不存在煤系源岩，其它方向有机烃源的运移供给路线也很长。但在腰英台深层气田，发现富含CO₂（含量15%～24%），以CH₄为主（76%～85%）的气藏，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井揭示大型腰英台气田，探明天然气地质储量达（600～700）×10⁸m³的情况下，周围的ChaS2、D2、YN1井却仅发现了CO₂气，未发现烃类聚集。这些表明腰英台深层气田有天然成因甲烷的混人。

由于岩石圈地幔及地壳深处广泛存在C、H、O、N等元素，无机成因天然气的主要组成是CO₂，其次是CH₄及N₂等，无机成因气藏也是以CO₂为主，含部分CH₄、H₂、N₂、CO₂等组分。在无机成因的甲烷气苗中，甲烷含量一般在5%～30%，但即使是这种较低含量，无机成因甲烷供给量也远大于有机成因甲烷供给量。1979年Welham等指出，东太平洋北纬21°处中脊喷出的热液（400℃）中，含氢气、甲烷的氦，δ¹³C₁值为17.6‰～－15‰，R/Ra约为8，说明这些气体是幔源的。该处喷出的H₂的体积浓度为10%，每年喷出H₂和CH₄分别为12×10⁸m³和1.6×10⁸m³，如果以此喷出速度，即使仅按照与火山热事件的地质历史100万年来计算，该处喷出的H₂和CH₄即可达到1200×10¹²m³、160×10¹²m³，也远远大于有机物的生烃量。由此也可见，CO₂的供给量是何等惊人。

同时在沉积盖层的深埋压实条件下，CO₂易于与地壳中碳酸盐岩、碱性岩类发生反应，并大量溶解于水中，而产生大量的损耗。而在地壳沉积盖层的温度、压力条件下，CH₄则有相对的化学稳定性，在CO₂逃逸和散失量很大的条件下，无机成因CH₄常可以形成相对富集，甚至形成无机成因甲烷为主的天然气藏。

（四）煤型气与油型气的鉴别

确认天然气属于煤型气还是属于油型气，对于追溯、对比烃源岩起着重要作用，目前最为常用的参数是乙烷或丙烷碳同位素。YS1井登娄库组天然气δ¹³C₂为－24.7‰，为典型的煤型气，YS1井营城组天然气δ¹³C₂为－26.4‰～－26.5‰，DBIl-1井与DBl1-2井营城组天然气δ¹³C₂为－26.1‰～－28.7‰，均为煤型气和油型气混合气区，DB33-9-3井天然气的δ¹³C₂为－29.3‰，也接近煤型气和油型气混合气区，按照δ¹³C₂值－29%。为界限，长岭断陷天然气为高成熟的煤型气。

1.“V”型鉴别图（δ¹³C₁-δ¹³C₂-δ¹³C₃）

考虑到甲烷、乙烷与丙烷三者碳同位素的综合信息，在δ¹³C₁—δ¹³C₂δ¹³C₃相关图上（图3-36），利用烷烃成因天然气碳同位素系列数据，能够鉴别不同成因的有机天然气。其中Ⅰ区为煤型气，Ⅱ区为油型气，Ⅲ区为混合型气，Ⅳ区为深层混合气（戴金星，1992；顾忆等，1998）。从图3-36可以看出，腰英台构造带与达尔罕构造带的天然气主要分布在碳同位素倒转区以及煤型气和油型气或者深层气的混合气区，而且天然气的成熟度明显偏高，DBll井的天然气可能有少量的油型气混入，双坨子地区的天然气主要为煤型气与油型气，由此表明，双坨子构造带的天然气的特征明显不同于上述两个构造带，腰英台与达尔罕构造带的天然气明显具有多源的性质，而且可能混有深部的无机气，造成其甲烷的同位素明显偏重，导致其烃类组分的同位素发生倒转。

2.δ¹³C₂-δ¹³C₁图

通过利用δ¹³C₂值的大小将天然气划分为煤型气、油型气以及煤型气与油型气的混合气区，再通过δ¹³C₁受热演化程度的差异将天然气划分为未熟、低熟，成熟、高熟以及过成熟五个阶段，可以很好地将天然气中煤型气与油型气类型分开，从图3-37可以看出，腰英台与达尔罕构造带的DB33-9-3、DB33-5-5、DB11井以及ChaS1井的个别样品可能为高过成熟的煤型气与油型气混合气，而其余样品天然气均为高过成熟的煤型气，双坨子地区的天然气成熟度略低，分布油型气或煤型气，不同于腰英台与达尔罕构造带的天然气的特征。

图3-36 天然气δ¹³C₂-δ¹³C₁不同成因类型图

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

图3-37 天然气δ¹³C₂—δ¹³C₁不同成因类型图

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

3.C₁/C_1-5与δ¹³C₁图

利用干燥系数（C₁/C_1-5）与δ¹³C₁同样也可以判识天然气类型.对于煤型气与油型气在不同的演化阶段过程中，其干燥系数与δ¹³C₁存在一定的对应关系，对于成熟度高的油型气与煤型气，其干燥系数与δ¹³C₁必然很高，图3-38中A1、B1、C1、D1、E1为煤型气演化阶段，界限由虚线表示，A2、B2、C2、D2、E2为油型气演化阶段，界限为由实线表示。通过图3-38可以看出，腰英台构造带与达尔罕构造带的营城组与登娄库组的天然气主要分布在高成熟的煤型气与油型气区，双坨子地区天然气具有煤型气与油型气的混合特征，明显不同于两构造带的天然气特征。

图3-38 利用C₁/C_1-5与δ¹³C₁图判别不同类型烷烃气体

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

（五）天然气同位素倒转现象分析

长岭断陷腰英台与达尔罕构造带天然气碳同位素系列数据分析表明，碳同位素倒转系列和负碳同位素系列是其主体，并且碳同位素明显偏重。导致碳同位素异常的原因有很多，研究天然气碳同位素倒转的原因，对天然气的成因或其经受的次生变化作出判断，可以作为天然气运移途径和气源对比的一种间接方法。戴金星（1993）曾对烷烃气碳同位素系列倒转问题作过详细研究，认为引起碳同位素系列倒转的主要原因有：1）有机气与无机气的混合，二者分别属于正碳同位素系列与负碳同位素系列的典型，当二者混合时，很容易发生同位素分布的倒转现象；2）煤型气与油型气的混合，这是造成碳同位素系列倒转的主要原因；3）同型不同源或同源不同期天然气的混合，同源的早期形成的低成熟度的天然气散失一部分后的剩余气，与晚期较高成熟度形成的天然气形成混合天然气，可导致烷烃气同位素倒转；4）生物降解作用，细菌选择降解某些组分致使剩余组分变重；5）地温增高也可使碳同位素倒转，在碳同位素交换平衡下，若地温高于100℃，则出现正碳同位素系列；当温度高于200℃时，则正碳同位素系列改变成为负碳同位素系列（戴金星，1990）；6）源岩性质控制，在中国陆相河湖交替发育的含油气盆地，烃源岩有机质的分布是不均一的，同一套烃源岩中I型和Ⅲ型有机质可能同时存在，因此其产生的烃类烷烃气可能发生倒转，松辽盆地北部深层烃源岩就有混源的特点。

此外，盖层微渗漏造成的蒸发分馏作用也是许多天然气藏同位素出现倒转的重要原因，Prinzhofer等（1995）在对Jenden的资料进行重新解释时，认为微渗漏作用更能合理地解释Appalachian盆地天然气同位素的倒转现象，他们按Jenden等提出的混合模式计算后发现有些样品点并不符合混合模式，提出了一种新的微渗漏模式。黄海平（2000）利用微渗漏模式较好地解释了徐家围子断陷深层天然气同位素倒转的现象。从图3-39看出，腰英台构造带的ChaS1井区、达尔罕构造带的DB11-1、DB11-2、DB33-9-3、DB33-5-5等井天然气样品同位素发生倒转，是受到盖层微渗漏作用的影响。

导致天然气碳同位素倒转可能是上述因素之一，也可能是两种或两种以上的因素引起的。长岭断陷深层天然气普遍被认为主要来源于沙河子组和营城组，经历了较复杂的构造变形和较高的成熟演化阶段，可能存在多源气的混合，主力烃源岩发育于盆地断陷晚期和坳陷早期，火山活动频繁，烃源岩除正常的热演化外，还受到因火山活动引起的异常热事件，主力烃源岩沙河子组和火石岭组在盆地分布不均一，有机质具有非均质性，因生气层上下部位和层内成熟度及有机质性质不一样，也会使同层同时生成的天然气同位素发生混合而倒转。盆地基底发育深大断裂，无机成因的CO₂、N₂普遍存在，并且丰度较高，在腰英台地区CO₂含量平均值为20%以上，因此天然气中可能有无机成因烷烃气加入，天然气藏产层主要在登娄库组与营城组，成藏模式比较复杂，天然气可能以垂直运移为主，运移路径较长，因而可以引起多期次的天然气碳同位素动力分馏效应。

图3-39 天然气同位素反转解释模式

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

据此按照通常的天然气同位素的划分，结合长岭断陷腰英台地区天然气各种分析数据可知，YS1井登娄库组以及ChaS1井个别样品表现出无机成因气的特点，而腰英台构造带大部分井区的样品，如YS1、YS2、YP7井以及达尔罕构造带的DB33井区、DB1I井主要分布有机成因的烷烃气（张枝焕、童亨茂等，2008）。

Ⅵ 天然气是如何形成的

天然气的成因是多种多样的，天然气的形成则贯穿于成岩、深成、后成直至变质作用的始终，各种类型的有机质都可形成天然气，腐泥型有机质则既生油又生气，腐植形有机质主要生成气态烃。
一、生物成因

成岩作用早期，在浅层生物化学作用带内，沉积有机质经微生物的群体发酵和合成作用形成的天然气称为生物成因气。其中有时混有早期低温降解形成的气体。生物成因气出现在埋藏浅、时代新和演化程度低的岩层中，以含甲烷气为主。生物成因气形成的前提条件是更加丰富的有机质和强还原环境。
最有利于生气的有机母质是草本腐植型—腐泥腐植型，这些有机质多分布于陆源物质供应丰富的三角洲和沼泽湖滨带，通常含陆源有机质的砂泥岩系列最有利。硫酸岩层中难以形成大量生物成因气的原因，是因为硫酸对产甲烷菌有明显的抵制作用，H2优先还原SO42-→S2-形成金属硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2还原为CH4。
甲烷菌的生长需要合适的地化环境，首先是足够强的还原条件，一般Eh<-300mV为宜(即地层水中的氧和SO42-依次全部被还原以后，才会大量繁殖);其次对pH值要求以靠近中性为宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6;再者，甲烷菌生长温度O～75℃，最佳值37～42℃。没有这些外部条件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷气。
二、有机成因
油型气沉积有机质特别是腐泥型有机质在热降解成油过程中，与石油一起形成的天然气，或者是在后成作用阶段由有机质和早期形成的液态石油热裂解形成的天然气称为油型气，包括湿气(石油伴生气)、凝析气和裂解气。
煤型气
煤系有机质(包括煤层和煤系地层中的分散有机质)热演化生成的天然气称为煤型气。煤型气是一种多成分的混合气体，其中烃类气体以甲烷为主，重烃气含量少，一般为干气，但也可能有湿气，甚至凝析气。有时可含较多Hg蒸气和N2等。
三、无机成因
地球上的所有元素都无一例外地经历了类似太阳上的核聚变的过程，当碳元素由一些较轻的元素核聚变形成后的一定时期里，它与原始大气里的氢元素反应生成甲烷。

Ⅶ 天然气成因类型判别

地壳中的天然气，绝大部分是气体化合物与气体元素的混合物，只有个别特殊情况下才由单一气体组成。因此，识别天然气的成因类型，应该是对天然气中各种组分的成因都进行识别，但这样要花费大量的时间和财力，所以，一般只鉴别天然气中几个主要组分的成因类型。欲寻求统一的标准来识别各种不同类型的天然气，目前尚难做到。下面仅介绍几种有代表性的判别方法。

(一)δ¹³C₁－δ¹³C_CO2分类图版

Гуцало(1981)从CH₄与CO₂共生体系碳同位素热平衡原理出发，以世界上已有CH₄与CO₂共生体系中测得的δ¹³C₁和δ¹³C_CO2为依据，将自然界不同成因类型的CH₄与CO₂共生体系划分为三个区(图5－33)。图中所标温度是天然气形成温度，它是作者据Craig(1953)提出的CH₄与CO₂碳同位素热平衡原理的近似方程得出的计算值。

Ⅰ区为无机成因气区。该区的δ¹³C₁为41‰～－7‰，δC_CO2为－7‰～27‰(在0‰附近特别集中)。洋脊喷出气、温泉气、火山气和各种岩浆岩和宇宙物质包裹体中的气体均属此区。

Ⅱ区为生物化学气区。该区的δ¹³C₁为－92‰～－54‰，δ¹³C_CO2为－36‰～1‰。世界上浅层生物成因气、现代沉积物中所有的CH₄与CO₂共存的天然气均属此区。

Ⅲ区为有机质热裂解气区。该区的δ¹³C₁为－40‰～－19‰，δ¹³C_CO2为－30‰～－16‰。沉积岩中的分散有机质、泥炭、煤和石油的热裂解气均落于此区。

该分类图版可以把天然气的来源粗略分为三种成因。随着样品数量的增多，三者界线可能有所变化，但该图版仍有很大的参考价值。

(二)δ¹³C₁－R_o分类图版

Stahl(1974)根据世界各地大量天然气样品的δ¹³C₁及其母岩R_o的测定，发现两者具有良好的相关性。这种相关性与母岩的有机质类型有关。Stahl分别建立了腐殖型和腐泥型烃源岩的R_o与其形成天然气的δ¹³C₁关系曲线(图5－34)和相关公式。

石油与天然气地质学

从中可见，天然气的δ¹³C₁与其母岩R_o呈半对数关系，这表明各种有机质随热演化形成天然气，其甲烷碳同位素含量有一定变化;腐殖型有机质烃源岩形成的天然气与相同演化程度的腐泥型有机质烃源岩所形成的天然气相比，具有更高的甲烷碳同位素含量。

根据测定的δ¹³C₁，依据Stahl的分类图版能够区分有机成因气的母质类型，这对鉴别煤型气与油型气很有参考价值。

戴金星等(1985)在研究我国许多煤型气和油型气δ¹³C₁与其源岩R_o的相关性后，也提出了类似的关系。

石油与天然气地质学

图5－34 不同母质形成的天然气δ¹³C₁与其母岩R_o关系图(据Stahl，1974)

(三)综合分类图版

Shoell(1983)研究了世界若干含油气盆地及含煤盆地的天然气后，提出根据甲烷碳同位素(δ¹³C₁)、乙烷碳同位素(δ¹³C₂)、甲烷氢同位素(δD₁)及重烃气含量(C⁺₂)四项指标来划分有机成因气类型(图5－35)，根据这套图版可识别有机成因气的类型:生物化学气(B)、石油伴生气(To)、凝析油伴生气(Tc)、腐泥型热裂解气［TT(m)］、腐殖型热裂解气［TT(h)］和混合气(M)等类型。此图版包括四幅图:

(a)图示有机质成熟度与油气生成的关系，表明天然气中甲烷碳同位素取决于有机质类型及成熟度;

(b)图示天然气重烃气含量与甲烷碳同位素含量的关系，图中Ms及Md分别表示向浅处和深处运移造成的成分变化;

(c)图示天然气甲烷碳同位素含量与氢同位素含量的关系;

(d)图示天然气甲烷碳同位素含量与乙烷碳同位素含量的关系。

这套图版除可进行有机成因气的成因分类外，尚可用来研究天然气的次生作用(如运移作用、成熟作用、混合作用等)及气体母质来源。在美国加利福尼亚湾、德国南部磨拉石盆地、奥地利维也纳盆地及意大利波河盆地，应用这套图版研究天然气的成因类型获得了良好效果。

图5－35 有机成因气的成因类型图解(据Shoell，1983)

Ⅷ 天然气是咋形成的

天然气的成因
天然气与石油生成过程既有联系又有区别：石油主要形成于深成作用阶段，由催化裂解作用引起，而天然气的形成则贯穿于成岩、深成、后成直至变质作用的始终；与石油的生成相比，无论是原始物质还是生成环境，天然气的生成都更广泛、更迅速、更容易，各种类型的有机质都可形成天然气——腐泥型有机质则既生油又生气，腐植形有机质主要生成气态烃。因此天然气的成因是多种多样的。归纳起来，天然气的成因可分为生物成因气、油型气和煤型气。近年来无机成因气尤其是非烃气受到高度重视，这里一并简要介绍，最后还了解各种成因气的判别方法。
一、生物成因气
1.概念
生物成因气—指成岩作用（阶段）早期，在浅层生物化学作用带内，沉积有机质经微生物的群体发酵和合成作用形成的天然气。其中有时混有早期低温降解形成的气体。生物成因气出现在埋藏浅、时代新和演化程度低的岩层中，以含甲烷气为主。�
2.形成条件�
生物成因气形成的前提条件是更加丰富的有机质和强还原环境。
最有利于生气的有机母质是草本腐植型—腐泥腐植型，这些有机质多分布于陆源物质供应丰富的三角洲和沼泽湖滨带，通常含陆源有机质的砂泥岩系列最有利。硫酸岩层中难以形成大量生物成因气的原因，是因为硫酸对产甲烷菌有明显的抵制作用，H2优先还原SO42-→S2-形成金属硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2还原为CH4。�
甲烷菌的生长需要合适的地化环境，首先是足够强的还原条件，一般Eh＜-300mV为宜（即地层水中的氧和SO42-依次全部被还原以后，才会大量繁殖）；其次对pH值要求以靠近中性为宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6；再者，甲烷菌生长温度O～75℃，最佳值37～42℃。没有这些外部条件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷气。�
3.化学组成
生物成因气的化学组成几乎全是甲烷，其含量一般＞98%，高的可达99%以上，重烃含量很少，一般＜1%，其余是少量的N2和CO2。因此生物成因气的干燥系数（Cl/∑C2+）一般在数百～数千以上，为典型的干气，甲烷的δ13C1值一般-85～-55‰，最低可达-100‰。世界上许多国家与地区都发现了生物成因气藏，如在西西伯利亚683-1300米白垩系地层中，发现了可采储量达10.5万亿m3的气藏。我国柴达木盆地（有些单井日产达1百多万方）和上海地区（长江三角洲）也发现了这类气藏。
二．油型气
1.概念
油型气包括湿气（石油伴生气）、凝析气和裂解气。它们是沉积有机质特别是腐泥型有机质在热降解成油过程中，与石油一起形成的，或者是在后成作用阶段由有机质和早期形成的液态石油热裂解形成的。
2.形成与分布
与石油经有机质热解逐步形成一样，天然气的形成也具明显的垂直分带性。
在剖面最上部（成岩阶段）是生物成因气，在深成阶段后期是低分子量气态烃（C2～C4）即湿气，以及由于高温高压使轻质液态烃逆蒸发形成的凝析气。在剖面下部，由于温度上升，生成的石油裂解为小分子的轻烃直至甲烷，有机质亦进一步生成气体，以甲烷为主石油裂解气是生气序列的最后产物，通常将这一阶段称为干气带。
由石油伴生气→凝析气→干气，甲烷含量逐渐增多，故干燥系数升高，甲烷δ13C1值随有机质演化程度增大而增大。
对我国四川盆地气田的研究（包茨，1988）认为，该盆地的古生代气田是高温甲烷生气期形成的，从三叠系→震旦系，干燥系数由小到大（T：35.5→P：73.1→Z：387.1），重烃由多到少。川南气田中，天然气与热变沥青共生，说明天然气是由石油热变质而成的。�
三．煤型气�
1．概述
煤型气是指煤系有机质（包括煤层和煤系地层中的分散有机质）热演化生成的天然气。
煤田开采中，经常出现大量瓦斯涌出的现象，如四川合川县一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高达140万立方米，这说明，煤系地层确实能生成天然气。
煤型气是一种多成分的混合气体，其中烃类气体以甲烷为主，重烃气含量少，一般为干气，但也可能有湿气，甚至凝析气。有时可含较多Hg蒸气和N2等。�
煤型气也可形成特大气田，1960S以来在西西伯利亚北部K2、荷兰东部盆地和北海盆地南部P等地层发现了特大的煤型气田，这三个气区探明储量22万亿m3，占世界探明天然气总储量的1/3弱。据统计（M.T哈尔布蒂，1970），在世界已发现的26个大气田中，有16个属煤型气田，数量占60%，储量占72.2%，由此可见，煤型气在世界可燃天然气资源构成中占有重要地位。我国煤炭资源丰富，据统计有6千亿吨，居世界第三位，聚煤盆地发育，现已发现有煤型气聚集的有华北、鄂尔多斯、四川、台湾—东海、莺歌海—琼东南、以及吐哈等盆地。经研究，鄂尔多斯盆地中部大气区的气多半来自上古生界C-P煤系地层（上古∶下古气源=7∶3或6∶4），可见煤系地层生成天然气的潜力很大。
2.成煤作用与煤型气的形成
成煤作用可分为泥炭化和煤化作用两个阶段。前一阶段，堆积在沼泽、湖泊或浅海环境下的植物遗体和碎片，经生化作用形成煤的前身——泥炭；随着盆地沉降，埋藏加深和温度压力增高，由泥炭化阶段进入煤化作用阶段，在煤化作用中泥炭经过微生物酶解、压实、脱水等作用变为褐煤；当埋藏逐步加深，已形成的褐煤在温度、压力和时间等因素作用下，按长焰煤→气煤→肥煤→焦煤→瘦煤→贫煤→无烟煤的序列转化。
实测表明，煤的挥发分随煤化作用增强明显降低，由褐煤→烟煤→无烟煤，挥发分大约由50%降到5%。这些挥发分主要以CH4、CO2、H2O、N2、NH3等气态产物的形式逸出，是形成煤型气的基础，煤化作用中析出的主要挥发性产物见图5-9。
1.煤化作用中挥发性产物总量 2.CO2 3.H2O 4.CH4 5.NH3 6.H2S
从形成煤型气的角度出发，应该注意在煤化作用过程中成煤物质的四次较为明显变化（煤岩学上称之为煤化跃变）：
第一次跃变发生于长焰煤开始阶段，碳含量Cr=75-80%,挥发分Vr=43%，Ro=0.6%；
第二次跃变发生于肥煤阶段，Cr=87%,Vr=29%,Ro=1.3%；�
第三次跃变发生烟煤→无烟煤阶段，Cr=91%，Vr=8%,Ro=2.5%；�
第四次跃变发生于无烟煤→变质无烟煤阶段，Cr=93.5%,Vr=4%，Ro=3.7%，芳香族稠环缩合程度大大提高。
在这四次跃变中，导致煤质变化最为明显的是第一、二次跃变。煤化跃变不仅表现为煤的质变，而且每次跃变都相应地为一次成气（甲烷）高峰。
煤型气的形成及产率不仅与煤阶有关，而且还与煤的煤岩组成有关，腐殖煤在显微镜下可分为镜质组、类脂组和惰性组三种显微组分，我国大多数煤田的腐殖煤中，各组分的含量以镜质组最高，约占50～80%，惰性组占10～20%（高者达30～50%），类脂组含量最低，一般不超过5%。
在成煤作用中，各显微组分对成气的贡献是不同的。长庆油田与中国科院地化所（1984）在成功地分离提纯煤的有机显微组分基础上，开展了低阶煤有机显微组分热演化模拟实验，并探讨了不同显微组分的成烃贡和成烃机理。发现三种显微组分的最终成烃效率比约为类脂组:镜质组:惰性组=3:1:0.71，产气能力比约为3.3:1:0.8，说明惰性组也具一定生气能力。
四．无机成因气
地球深部岩浆活动、变质岩和宇宙空间分布的可燃气体，以及岩石无机盐类分解产生的气体，都属于无机成因气或非生物成因气。它属于干气，以甲烷为主，有时含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它们的某一种为主，形成具有工业意义的非烃气藏。
1. 甲烷�
无机合成：CO2 + H2 → CH4 + H2O 条件：高温（250℃）、铁族元素
地球原始大气中甲烷：吸收于地幔，沿深断裂、火山活动等排出�
板块俯冲带甲烷：大洋板块俯冲高温高压下脱水，分解产生的H、C、CO/CO2→CH4�
2. CO2�
天然气中高含CO2与高含烃类气一样，同样具有重要的经济意义，对于CO2气藏来说，有经济价值者是CO2含量＞80%（体积浓度）的天然气，可广泛用于工业、农业、气象、医疗、饮食业和环保等领域。我国广东省三水盆地沙头圩水深9井天然气中CO2含量高达99.55%，日产气量500万方，成为有很高经济价值的气藏。
目前世界上已发现的CO2气田藏主要分布在中—新生代火山区、断裂活动区、油气富集区和煤田区。从成因上看，共有以下几种：
无机成因 ：
① 上地幔岩浆中富含CO2气体当岩浆沿地壳薄弱带上升、压力减小，其中CO2逸出。
② 碳酸盐岩受高温烘烤或深成变质可成大量CO2，当有地下水参与或含有Al、Mg、Fe杂质，98～200℃也能生成相当量CO2，这种成因CO2特征：CO2含量＞35%，δ13CCO2＞8‰。
③ 碳酸盐矿物与其它矿物相互作用也可生成CO2，如白云石与高岭石作用即可。
另外，有机成因有：
生化作用
热化学作用
油田遭氧化
煤氧化作用
3.N2�
N2是大气中的主要成分，据研究，分子氮的最大浓度和逸度出现在古地台边缘的含氮地层中，特别是蒸发盐岩层分布区的边界内。氮是由水层迁移到气藏中的，由硝酸盐还原而来，其先体是NH4+。
N2含量大于15%者为富氮气藏，天然气中N2的成因类型主要有：
① 有机质分解产生的N2：100-130℃达高峰，生成的N2量占总生气量的2.0%，含量较低；（有机）
② 地壳岩石热解脱气：如辉绿岩热解析出气量，N2可高达52%，此类N2可富集；
③ 地下卤水（硝酸盐）脱氮作用：硝酸盐经生化作用生成N2O+N2；
④ 地幔源的N2：如铁陨石含氮数十～数百个ppm；
⑤ 大气源的N2：大气中N2随地下水循环向深处运移，混入最多的主要是温泉气。
从同位素特征看，一般来说最重的氮集中在硝酸盐岩中，较重的氮集中在芳香烃化合物中，而较轻的氮则集中在铵盐和氨基酸中。
4．H2S�
全球已发现气藏中，几乎都存在有H2S气体，H2S含量＞1%的气藏为富H2S的气藏，具有商业意义者须＞5%。
据研究（Zhabrew等，1988），具有商业意义的H2S富集区主要是大型的含油气沉积盆地，在这些盆地的沉积剖面中均含有厚的碳酸盐一蒸发盐岩系。
自然界中的H2S生成主要有以下两类：�
① 生物成因（有机）：包括生物降解和生物化学作用；1
② 热化学成因（无机）：有热降解、热化学还原、高温合成等。根据热力学计算，自然环境中石膏（CaSO4）被烃类还原成H2S的需求温度高达150℃，因此自然界发现的高含H2S气藏均产于深部的碳酸盐—蒸发盐层系中，并且碳酸盐岩储集性好。�
5.稀有气体（He、Ar、…）
这些气体尽管在地下含量稀少，但由于其特殊的地球化学行为，科学家们常把它们作为地球化学过程的示踪剂。
He、Ar的同位素比值3He/4He、40Ar/36Ar是查明天然气成因的极重要手段，因沿大气→壳源→壳、幔源混合→幔源，二者不断增大，前者由1.39×10-6→＞10-5，后者则由295.6→＞2000。�
此外，根据围岩与气藏中Ar同位素放射性成因，还可计算出气体的形成年龄（朱铭，1990）。
五．各种成因气识别标志�
自然界中天然气分布很广，成因类型繁多且热演化程度不同，其地化特征亦多种多样，因此很难用统一的指标加以识别。实践表明，用多项指标综合判别比用单一的指标更为可靠（戴金星，1993）。天然气成因判别所涉及的项目看，主要有同位素、气组分、轻烃以及生物标志化合物等四项，其中有些内容判别标准截然，具有绝对意义，有些内容则在三种成因气上有些重叠，只具有一定的相对意义。

Ⅸ 生物气的形成成因

生物气的形成途径主要有乙酸发酵和二氧化碳还原两种。沉积物中氧化剂的性质决定了反应过程，如果有游离氧存在，则以有氧分解为主，之后硝酸盐还原起主要作用，接着金属氧化物（MnO2和Fe2O3）成为主要氧化剂，随后进入硫酸盐还原带，最后进入产甲烷菌还原带，由各种微生物分解出的单分子化合物被产甲烷菌还原形成甲烷。由于沉积物中氧化剂的局限，有机质分解的主要反应是硫酸盐还原和甲烷形成。

Ⅹ 天然气是怎样形成的

天然气和石油是一起形成的．
石油的原料是生物的尸体，生物的细胞含有脂肪和油脂，脂肪和油脂则是由碳、氢、氧等3种元素组成的。生物遗体沉降于海底或湖底并被淤泥覆盖之后，氧元素分离，碳和氢则组成碳氢化合物。

我们已经在地球上发现3000种以上的碳氢化合物，石油是由其中350种左右的碳氢化合物形成的，比石油更轻的碳氢化合物则成为天然气。煤矿与石油的成因很类似，但煤是植物的化石，又是固态。

大量产生碳氢化合物的岩石即称为“石油源岩”。埋没于地中的石油源岩受到地热和压力的影响，再加上其他多种化学反应之后就产生石油，而石油积存于岩石间隙之间便形成油田。

地壳变动而石油生成

我们最近逐渐了解地球内部的变化与石油的生成有十分密切的关系，在描述此种关系之前,让我们先来了解一下地球内部的状况。

地球的半径大约是6400公里，覆盖地球表面的地壳下方是由岩石形成厚达2900公里的“地慢”，其下方则是由金属形成的“地核”，并以大约5100公里深处分界，分为“外核”与“内核”。外核主要是由液态金属铁组成，内核则主要是固态铁。 地球表面铺满坚硬的“板 块”，厚度约有100公里，是由向上喷出的“洋脊”产生的，’在 缓缓移动到“海沟”后就沉降于 另一板块下方。 80年代后期，人们学会捕捉地震波传递到地球内部时的立体图，于是发现令人惊讶的地慢活动状况。高温又巨型的上升流“超级卷流”由地底涌上后，以蘑菇形态分别存在于夏威夷和非洲大陆正下方。此外，低温的巨型下降流“冷卷流”则以水滴形态占据亚洲大陆及南美洲大陆正下方的冷卷流似乎是沉降到地函底部。

我们现在的知道的是，地幔内部落热对流是以冷卷流向超级卷注移动的形态而形成的。此种运动不仅影响板块运动，似乎也对整个地球的地质和环境的变化产生很大的影响。

超级卷流是石油制造者？

现在全球生产的石没之中，有60%是产生了恐龙称霸地球时期所形成的石油源岩，所形成的“黑色页岩”则遍布世界各地。黑色页岩主要是由未经氧化的藻类等浮游植物遗骸堆积而成。由此可知当时必须有可让浮游植物繁殖又不会产生氧化的缺氧环境条件，大量的黑色页岩才会形成。

最近发现，石油源岩在此时代的形成似乎与超级卷流运动的活化可以促使由地下涌出的地幔物质所形成的洋脊体积增大，海面因而上升，使得较低的陆地变成浅海，而浅海则具有可当石油原料的藻类等浮游植物极易繁殖的环境。

浅海地区的藻类等浮游植物因而出现大幅增加和大量死亡的现象，周围的细菌为分解其残骸而消耗氧气，于是出现了缺氧环境。

地球温暖化也会改变深层海水的流动状况，由于高纬度地区与低纬度地区海水的温度高低不同，较低温但含有丰富氧气的高纬度地区深层海水会流向低纬度地区海洋。但地球温暖化的现象减少。氧气较少的海域因而扩大，无法氧化的浮游植物便逐渐堆积，所留下的大量有机物则形成石油源岩。

生物的演化改变了石油的性质

由于石油的原料是生物的遗骸，因此调查石油的性质便可以得知古老时期的生物演化过程和地球环境历史。

生命的演化大概有下述的过程。生命是于38亿年前诞生，并逐渐地进行演化，到了距今5亿5000万年前的古生代寒武纪时期，爆发性的演化才开始，大约4亿4500万年前，生命也登上了陆地。

4亿4000万年至4亿年前时期，石油源岩的主要成分是当时繁茂的浮游植物所形成的耐碳氢化合物。另一方面，羊齿类植物在此时期繁琐盛于海岸近处，因此以陆上植物为原料的石油源岩也出现了。

2亿9000万年前，广大的陆地普遍出现由裸子植物组成的森林，并到处形成被沼泽地包围的湖沼，藻类便在湖沼中开始繁殖。由此也产生了以藻类为原料的新种石油源岩，这也是陆上植物的繁盛促使新性质石油源岩诞生的一例。

9000万年前时期，被子植物和针叶树林开始逐渐扩张到高纬度地区和高地，因而出现以陆地木材为原料的石油源岩。另一方面，树木的树脂成为轻质原油的原料，形成新的石油源岩。针叶树林的增加竟使得木材取代了藻类，成为石油源岩的主要原料。

最近石油性质的分析技术有长足的进步，我们已逐渐可以取得有关石油原料性质，以及由热能引起的变化过程等的详细资料。由此种资料即能进一步了解原料生物遗骸逐渐堆积时的环境状况。

大约1亿7000万年到200万年前所发生的全球性规模“阿尔卑斯造山运动期”也造出了巨油田，在此时期，分布于广大范围的1亿年前前后形成的石油源岩都没入地中。现有的石油和天然气有大约3分之2就是此时期形成的。
回答者：bilingzhen - 秀才 二级 12-23 23:23

石油的原料是生物的尸体，生物的细胞含有脂肪和油脂，脂肪和油脂则是由碳、氢、氧等3种元素组成的。生物遗体沉降于海底或湖底并被淤泥覆盖之后，氧元素分离，碳和氢则组成碳氢化合物。

我们已经在地球上发现3000种以上的碳氢化合物，石油是由其中350种左右的碳氢化合物形成的，比石油更轻的碳氢化合物则成为天然气。煤矿与石油的成因很类似，但煤是植物的化石，又是固态。

大量产生碳氢化合物的岩石即称为“石油源岩”。埋没于地中的石油源岩受到地热和压力的影响，再加上其他多种化学反应之后就产生石油，而石油积存于岩石间隙之间便形成油田。

地壳变动而石油生成

我们最近逐渐了解地球内部的变化与石油的生成有十分密切的关系，在描述此种关系之前,让我们先来了解一下地球内部的状况。

地球的半径大约是6400公里，覆盖地球表面的地壳下方是由岩石形成厚达2900公里的“地慢”，其下方则是由金属形成的“地核”，并以大约5100公里深处分界，分为“外核”与“内核”。外核主要是由液态金属铁组成，内核则主要是固态铁。 地球表面铺满坚硬的“板 块”，厚度约有100公里，是由向上喷出的“洋脊”产生的，’在 缓缓移动到“海沟”后就沉降于 另一板块下方。 80年代后期，人们学会捕捉地震波传递到地球内部时的立体图，于是发现令人惊讶的地慢活动状况。高温又巨型的上升流“超级卷流”由地底涌上后，以蘑菇形态分别存在于夏威夷和非洲大陆正下方。此外，低温的巨型下降流“冷卷流”则以水滴形态占据亚洲大陆及南美洲大陆正下方的冷卷流似乎是沉降到地函底部。

我们现在的知道的是，地幔内部落热对流是以冷卷流向超级卷注移动的形态而形成的。此种运动不仅影响板块运动，似乎也对整个地球的地质和环境的变化产生很大的影响。

超级卷流是石油制造者？

现在全球生产的石没之中，有60%是产生了恐龙称霸地球时期所形成的石油源岩，所形成的“黑色页岩”则遍布世界各地。黑色页岩主要是由未经氧化的藻类等浮游植物遗骸堆积而成。由此可知当时必须有可让浮游植物繁殖又不会产生氧化的缺氧环境条件，大量的黑色页岩才会形成。

最近发现，石油源岩在此时代的形成似乎与超级卷流运动的活化可以促使由地下涌出的地幔物质所形成的洋脊体积增大，海面因而上升，使得较低的陆地变成浅海，而浅海则具有可当石油原料的藻类等浮游植物极易繁殖的环境。

浅海地区的藻类等浮游植物因而出现大幅增加和大量死亡的现象，周围的细菌为分解其残骸而消耗氧气，于是出现了缺氧环境。

地球温暖化也会改变深层海水的流动状况，由于高纬度地区与低纬度地区海水的温度高低不同，较低温但含有丰富氧气的高纬度地区深层海水会流向低纬度地区海洋。但地球温暖化的现象减少。氧气较少的海域因而扩大，无法氧化的浮游植物便逐渐堆积，所留下的大量有机物则形成石油源岩。

生物的演化改变了石油的性质

由于石油的原料是生物的遗骸，因此调查石油的性质便可以得知古老时期的生物演化过程和地球环境历史。

生命的演化大概有下述的过程。生命是于38亿年前诞生，并逐渐地进行演化，到了距今5亿5000万年前的古生代寒武纪时期，爆发性的演化才开始，大约4亿4500万年前，生命也登上了陆地。

4亿4000万年至4亿年前时期，石油源岩的主要成分是当时繁茂的浮游植物所形成的耐碳氢化合物。另一方面，羊齿类植物在此时期繁琐盛于海岸近处，因此以陆上植物为原料的石油源岩也出现了。

2亿9000万年前，广大的陆地普遍出现由裸子植物组成的森林，并到处形成被沼泽地包围的湖沼，藻类便在湖沼中开始繁殖。由此也产生了以藻类为原料的新种石油源岩，这也是陆上植物的繁盛促使新性质石油源岩诞生的一例。

9000万年前时期，被子植物和针叶树林开始逐渐扩张到高纬度地区和高地，因而出现以陆地木材为原料的石油源岩。另一方面，树木的树脂成为轻质原油的原料，形成新的石油源岩。针叶树林的增加竟使得木材取代了藻类，成为石油源岩的主要原料。

最近石油性质的分析技术有长足的进步，我们已逐渐可以取得有关石油原料性质，以及由热能引起的变化过程等的详细资料。由此种资料即能进一步了解原料生物遗骸逐渐堆积时的环境状况。

大约1亿7000万年到200万年前所发生的全球性规模“阿尔卑斯造山运动期”也造出了巨油田，在此时期，分布于广大范围的1亿年前前后形成的石油源岩都没入地中。现有的石油和天然气有大约3分之2就是此时期形成的.