尹梦莎，黄海平,2

(1. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083；2. 卡尔加里大学 地球科学系，加拿大 阿尔伯塔 卡尔加里AB T2N 1N4)



西加拿大沉积盆地二白斑页岩孔隙空间对微生物活动的制约

尹梦莎1，黄海平1,2

(1. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083；2. 卡尔加里大学 地球科学系，加拿大 阿尔伯塔 卡尔加里AB T2N 1N4)

运用激光粒度仪、氮气吸附实验和色谱—质谱联用方法，对西加拿大沉积盆地(西加盆地)阿尔伯塔东南气田(Southeast Alberta Gas Field，SAGF)A井二白斑(Second White Specks)页岩13个生物气源岩样品进行粒度、比表面、孔径分布测试和烃类分子组成分析，探究浅层烃源岩孔隙空间与页岩中烃类生物降解之间的关系。研究样品有机质含量丰富，埋深浅，处于适合微生物活动的未成熟阶段，孔径分布显示样品的孔隙主要集中在中孔(2～50 nm)范围。分子地球化学参数分析表明，页岩中有机质组成主要受有机质输入和沉积环境的影响，烃类生物降解作用不明显。结合页岩孔径分析认为，目前页岩绝大部分孔隙空间都无法为微生物提供可生存环境，仅少量大孔(>200 nm)可能为页岩中的微生物活动提供有限空间。能大规模产生物气的气源岩应具有较大比例的孔径大于200 nm的孔隙。传统的生物气源岩评价标准可能对页岩孔隙空间这一限制微生物活跃性的因素有所忽视。

生物标志化合物；生物降解；页岩孔隙空间；二白斑页岩；西加拿大盆地

岩石中有机质发生生物降解的条件包括足够高的有机质含量(大于0.5%)、低地层温度(通常小于80 ℃)、足够的孔隙度和渗透率，以及大量细菌能有机会接近有机质[1]646。前人对有机质丰度、类型、成熟度、埋深、微生物活动环境等限制因素做了大量研究[2-4]。然而，烃源岩孔隙空间对沉积物颗粒—细菌相互作用的制约却很少被关注。孔隙的大小和形态能限制细菌活动度，影响营养物质的输送。微生物通过孔径小于其个体大小的孔隙时，细胞会发生挤压和变形，细菌细胞膜和孔隙内壁的相互作用甚至可能导致细胞膜刺穿和拉断[5]。如果地层中不存在大于微生物个体的孔隙喉道，微生物会被圈闭或死亡。因此，孔径分布，而非孔隙度，才能合理解释微生物存活数量随深度的减少。如果岩石孔径足够大，则要考虑除孔隙空间以外的其他因素[6]。页岩孔隙中的碎屑有机质很可能无法被微生物直接利用，而是从页岩释放出有机质，为存活于临近砂岩大孔隙中的细菌提供碳源和养分[7]。这些都说明，评价页岩等致密岩层中有机质能否被微生物降解时，页岩孔隙空间大小是不可忽视的重要因素。

西加拿大盆地(西加盆地)二白斑(Second White Specks)黑色页岩分布广泛、有机质丰度大、埋深小于1 000 m，且处于未成熟状态，岩性特征为：萨斯喀彻温(Saskatchewan)地区分布灰岩—泥灰岩，阿尔伯塔(Alberta)东部和南部分布含钙黏土岩—粉砂岩，向阿尔伯塔北部逐渐过渡为含钙粉砂岩[8-9]。据加拿大天然气储量委员会2005年报告显示，这套页岩的原地生物气量达到3.982×1012ft3[8](相当于1.1×1011m3)，说明这套页岩具备良好的微生物活动条件。然而，页岩属于致密岩层，典型特征就是从不足毫米到厘米级范围内都会表现出矿物组成、孔隙结构和有机质分布的强非均质性[10]，故同一套页岩的不同地区孔渗条件可能具有较大差异。页岩通常发育页理，页理面相对于页理层内部往往孔渗性较好，页岩页理发育区具有较好的孔渗性。页岩中往往易发育微裂隙系统，也可能夹有粉砂岩层、粉砂透镜体或出现粉砂与泥的互层，这些地方往往也具有较好的孔渗性。二白斑页岩中也夹有大量粉砂[11]。本研究通过对二白斑黑色页岩的孔径分布、有机质组成和生物标志化合物参数进行测试和分析，主要讨论页岩孔隙空间的大小与页岩中烃类分子组成之间关系，以期揭示致密岩层孔隙空间对微生物活动的影响。

1 研究区地质概况

阿尔伯塔东南气田(Southeast Alberta Gas Field，SAGF)位于西加拿大盆地阿尔伯塔东南，萨斯喀彻温西南，是全球生物气产出时间最长、规模最大的生物气田之一，目前生物气总产量超过4 300×108m3，可采生物气总量超过1.42×1012m3[11]。二白斑黑色钙质页岩是该区晚白垩世浅层生物气的主要源岩[12]，而上覆梅迪逊哈特(Medicine Hat)粉砂岩是主力储层(图1)[9,13]，烃源岩层和储集层呈上下叠覆状，是生成的生物气直接向上运移至储集层中，形成大型生物气藏的重要有利因素。图1b中储集层的范围限定了生物气藏的范围，本研究对象A井位于阿尔伯塔东南部和萨斯喀彻温交界线偏西60 km处，样品岩性以含粉砂页岩为主。

晚白垩世早期，加拿大地盾西邻西部内陆海道(West Interior Seaway)，此时该区正处于最快海侵期，逐渐达到最大海泛面。二白斑页岩是海侵期在底部缺氧水体中沉积的一套典型富含有机质黑色页岩，对应于三级层序旋回中的凝缩层[11,14]，TOC含量1.2%～12.6%，大部分地区在5%左右。有机质以Ⅱ1型为主，主要由海相浮游微生物贡献。页岩沉积厚度20～55 m，夹少量粉砂层[8-9]，可为生物气提供储集空间。卡莱尔(Carlile)组为海相页岩，不含钙质，其底界面与二白斑页岩存在岩相和生物地层的显著变化；顶界面与尼奥泊拉拉(Niobrara)组存在有孔虫种类和动物群的显著不同。梅迪逊哈特粉砂岩是尼奥泊拉拉组的中间段，富含砂质，局部具生物扰动痕迹，夹砾石级颗粒，显示浅海环境，是主要储集层[14]。

图1 西加拿大盆地阿尔伯塔东南气田A井平面位置(a)和钻遇地层纵向剖面(b)[9,13]Fig.1 Location of well A (a) and the formation profile through well A (b), Southeast Alberta Gas Field, Western Canada Basin

2 样品和实验方法

SAGF区A井在二白斑页岩段有完整取心，选取其中13块样品进行了氮气吸附测试孔径分布、有机质抽提、热解和GC-MS方法分析生物标志化合物含量和分布，此外，还对1，4，7号样品进行了粒度分布测试(表1)。可以看到，这3个样品的黏土含量较小，且粒度分布并没有太大的差异性。由于缺乏其他10个样品的粒度分布数据，把位于萨斯喀彻温境内另外一口井中二白斑页岩的4个样品(14～17号)的粒度分布在测试中作为对照。

粒度分布测试采用马尔文2000激光粒度测试仪湿法。仪器测试范围为0.02～2 000 μm。①将样品粉碎成2 mm左右大小颗粒，加入过量H2O2溶液去除颗粒表面的有机质，静置待不再产生气泡，再加入少量H2O2溶液，若不再反应则烘干样品，若还有气泡冒出则重复加入H2O2溶液，直至不再产生气泡后烘干样品。②加入过量稀HCl去除钙质胶结物，重复之前的步骤。③样品加水调成悬浮液，加入分散剂六偏磷酸钠，取样加入样品槽之前不断搅拌悬浮液，并在测试的过程中持续使用激光打散悬浮液，以避免粗颗粒沉淀在底部，使测量结果偏小。选取测试分析结果中能较好反映粒度分布的变量d10，d50，d75，d90进行研究(表1)。

岩石热解实验使用的是Rock-Eval Ⅱ分析仪。将大约70 mg粉碎的岩样在惰性气体中以25 ℃/min的升温速率加热至600 ℃，获取常规热解参数(表2)。

氮气等温吸附法测试研究样品孔径分布和比表面使用的是QuadraSorb Station 3全自动比表面和孔径分布分析仪。使用的标准物质是国家标准物质介孔材料氧化铝(GBW13912)。将样品在110.0 ℃下充分脱气12 h至真空(1.33×10-8Pa)。在-195.7 ℃液氮中进行等温物理吸附—脱附测定，BET法吸附—脱附相对压力(P/P0)范围是0.001～0.994，选取4个点的数据进行线性回归得到比表面(表3)；用BJH法和DBT法得到孔径分布。

表1 样品粒度分布特征参数测试结果

表2 样品Rock-Eval分析结果

注：产率指数PI=S1/(S1+S2)；氢指数IH=100S2/w(TOC)；烃指数HCI=100S1/w(TOC)。

表3 样品氮气吸附测试孔径分布和比表面实验结果

氮气等温吸附线有6种类型，吸附—脱附回线有4种类型[15]，页岩基本显示Ⅳ类等温线H3型回线。有研究表明，BJH脱附曲线仅适用于带有H1型回线的Ⅳ类等温吸附曲线，而在其他类型曲线时会在脱附支4 nm处出现假峰[16]，且该现象在我们的实验结果中得到验证，故舍弃BJH法中脱附支提供的数据。此外，由于DFT法对分析微孔和中孔的分布都适用[17-18]，而BJH法常用于分析中孔和部分大孔分布[16]，加上本实验中DFT方法划分的孔径区间长度较BJH法小，更精确，因此本研究中页岩样品微孔和中孔分布都采用DFT法得到的数据，仅在大孔部分(大于50 nm)采用BJH法吸附支数据。运用孔径分布密度点数据，得到样品在各个孔径区间内的孔隙数分布(图2)。

页岩有机质中的烃类组成采用GC-MS方法进行定性和定量分析。首先将粉碎的烃源岩样品加入二氯甲烷和甲醇按体积比93∶7混合而成的溶剂中，用索氏抽提器抽提72 h得到可抽提有机质(EOM)，加入角鲨烷和d4胆甾烷作为饱和烃组分定量的内标。接着在极性硅酸镁固相萃取柱上分离沥青质。最后将脱沥青之后的可抽提有机质分别用正己烷、二氯甲烷和正己烷混合液、无水乙醇和氯仿混合液从萃取柱上分离得到饱和烃、芳烃和非烃组分。使用安捷伦5973 MSD系统对饱和烃组分进行分析，采用峰面积进行定量计算。

3 实验结果

3.1 有机质热解结果

所研究样品有机质含量丰富，TOC含量范围在1.83%～10.04%，平均值5.69%。氢指数范围在222～540 mg/g，平均值393 mg/g。除9号、11～13号样品的有机质热解峰温Tmax处于423～432 ℃以外，其余样品的Tmax都小于410 ℃(表2)。9号、11～13号样品异常高的Tmax值可能与烃源岩对有机质的吸附、有机质类型和实验操作误差有关[19-20]。Tmax达到435 ℃及产率指数在0.1～0.4范围内为有机质进入生油窗的标志[21]。数据显示所有样品都远未达到生烃门限，尚处于成岩作用阶段[22]。根据氢指数和Tmax划分有机质图版，样品有机质类型都属于Ⅱ1型(图3)。

图2 氮气吸附实验确定的样品孔径分布 纵坐标代表任一孔径值所对应的具有该孔径的孔隙的体积密度函数Fig.2 Pore size distribution of the studied shale samples by nitrogen adsorption isotherms

图3 氢指数和Tmax划分干酪根类型图版Fig.3 Kerogen type classification in terms of hydrogen index and Tmax

3.2 粒度分布

样品颗粒粒度分布测试结果显示，14～17号样品90%以上都是粉砂级(3.8～62.5 μm)及以下，黏土含量较高，可能受沉积时安静的水体所影响；1号和4号样品接近90%为粉砂级以下颗粒，7号样品粉砂级以下颗粒仅占75%左右，1，4，7号样品黏土含量较低(表1)。Rebata-Landa等综合利用实验数据、孔喉数据建立了岩石粒度特征值d10与岩层孔隙中微生物代谢状态的关系图版(图4)[5]，预测并界定了细菌—沉积物相互作用的各区域。将本实验中1，4，7号以及14～17号样品埋深及沉积物颗粒粒度特征值d10的数据投点在该图版上，可以看到14～17号样品的d10偏小，但由于埋深较浅，细菌处于被圈闭和死亡区的交界处；1，4，7号样品虽处于活跃和可移动区，但离被圈闭和死亡区很近。

图4 沉积物中细菌的存活状态[5]图版据参考文献[5]。Fig.4 Bacteria’s fate in sediments[5]

3.3 样品孔径分布

运用氮气等温吸附法测试1～5，7和10～11号样品的孔径分布。结果表明，所有测试样的大部分孔隙都集中在中孔范围(2～50 nm)。除3和11号样品外，其他样品的微孔比例几乎为0(表3)。11号样品孔隙体积密度分布曲线在1.2～1.7 nm微孔区和3～6 nm中孔区存在2个主峰，表明该样品以这2个孔径区间为主；且11号样品具有最小的大孔比例，最大的比表面，总体上表现为最致密。10号样品的孔径几乎全都大于5 nm，微孔所占比例为0，具有最大的大孔体积百分比和最小的比表面，是所有样品中孔隙空间最大的(表3)。从样品孔径分布来看，尽管孔径分布出现变化，但其孔隙空间都远小于微生物个体大小，细菌可能已经死亡，无法对页岩中的有机质进行降解。

3.4 样品饱和烃中正构烷烃和甾萜烷分子组成

m/z85质量色谱图可以反映正构烷烃和异戊二烯烷烃的分布特征(图5a，b)，正构烷烃碳数范围在C9-C33，nC13之前的低碳数烷烃含量较低，主要与样品分析过程中溶剂挥发损失有关，而非微生物降解作用。几乎所有样品正构烷烃分布形态都是前峰单峰型，主峰碳为C15或C17，显示有机质主要为低等水生生物输入[23]。11号样品比较特殊，其高分子量正构烷烃的相对含量较高，具有明显的奇数碳优势；分布形态是后峰单峰型，主峰碳为C27，表明该样品可能受到高等植物输入的影响[24]。

萜烷质量色谱图(m/z191)显示(图5c，表4)，部分样品三环萜烷含量丰富，C23三环萜烷的含量甚至高过C30-17α(H)，21β(H)藿烷。更值得注意的是，藿烷系列中含有大量来自细菌输入的不稳定化合物，如C29-30-13(18)藿烯，C29-17(21)藿烯，C29-33ββ藿烷等[25-26]。C31-33-17α(H)，21β(H)藿烷皆以22R生物构型为主。C34-35藿烷峰缺失或很微量，样品缺失C29-18α(H)-30-降新藿烷(Ts)和C30重排藿烷。

C27-29甾烷中，生物构型ααα20R占主要，其含量远高于ααα20S构型和αββ构型，未见重排甾烷，孕甾烷/甾烷比值范围在0.02～0.16，显示出有机质未成熟特征，生物降解的痕迹也很微弱(图5d，表5～6)。除11，12号样品中C29甾烷系列占主要外，其余所有样品都以C28甾烷系列为主(表6)。甾烷在有机质中广泛分布，其特殊碳骨架来源于生物先驱物中的甾醇。现代浮游生物体以C27胆甾醇为主；高等植物以C29谷甾醇为主；而藻类则以C28麦角甾醇为主[27]，样品中甾烷的分布模式表明，样品有机质以海相浮游和藻类有机质输入为主，陆相高等植物输入有限。11，12号样品沉积时期较早，可能受陆相有机质输入的比例相对较大。

图5 样品饱和烃中正构烷烃(a，b)、萜烷(c)、甾烷(d)质量色谱图Fig.5 Mass chromatograms of n-alkanes (a,b), terpanes (c) and steranes (d) in saturated hydrocarbon fractions of the studied samples 表4 样品萜烷(m/z 191)质量色谱图化合物峰鉴定结果 Table 4 Peak identification of terpane mass chromatographs

峰号化合物峰号化合物峰号化合物峰号化合物1C19三环萜烷9C27-18α(H)三降新藿烷(Ts)17C30-13(18)新藿烯25C32-17α(H)升藿烷22R2C20三环萜烷10C27-17α(H)三降藿烷(Tm)18C29ββ藿烷26C31ββ藿烷3C21三环萜烷11C29-13(18)新藿烯19C30-17β(H)，21α(H)莫烷27C33-17α(H)升藿烷22S4C22三环萜烷12C29-17α(H)降藿烷20C31-17α(H)升藿烷22S28C33-17α(H)升藿烷22R5C23三环萜烷13C29-18α(H)降新藿烷(C29Ts)21C31-17α(H)升藿烷22R29C32ββ藿烷6C24三环萜烷14C29-17(21)藿烯22伽马蜡烷30C33ββ藿烷7C24四环萜烷15C29-17β(H)，21α(H)莫烷23C30ββ藿烷8C26三环萜烷16C30-17α(H)藿烷24C32-17α(H)升藿烷22S

表5 样品甾烷(m/z 217)质量色谱图化合物峰鉴定结果

4 讨论

4.1 有机质输入对样品饱和烃分子组成的影响

正构烷烃碳优势指数(CPI)是正构烷烃奇数碳优势的衡量指标，通常用来指示有机质输入和有机质成熟度，海相低等生物来源的沉积物中有机质具有较低的CPI值，而陆相高等植物的母质沉积形成的有机质具有高CPI值[28]。生物降解对奇数碳或偶数碳的C15+正构烷烃没有选择性[1]659-660，故CPI值与生物降解程度关系不大。陆海比(TAR=∑C27+29+31/∑C15+17+19)也可以用来指示有机质的输入。一般来讲，陆相有机质中正构烷烃最丰富的组分是C27，C29，C31，而海相有机质中正构烷烃以C15，C17和C19为主[23-24]，故TAR值越大，表明陆源有机质输入的比重越大[29]。甾藿比(St/H)主要用于反映真核生物(主要是藻类和高等植物)与原核生物(主要是细菌)对烃源岩的贡献。高甾藿比(St/H>1)是海相有机质输入的典型特征，反之，则指示陆生的或经微生物作用改造的有机质[1]524。从CPI，TAR和甾藿比在样品间的分布(图6)来看，CPI值、TAR值都有随埋深减少而减小的趋势，而甾藿比随埋深减小而增加，说明随着沉积过程的进行，藻类等海相有机质输入增多，陆相高等植物输入减少，反映沉积环境的水深在不断加大，与当时海侵发展过程相吻合。

表6 样品抽提有机质饱和烃生物标志化合物参数

注：(Pr+Ph)/∑nC17-18：(姥鲛烷+植烷)/C17-18正构烷烃；TT/PT：三环萜烷/五环三萜烷；Gam/C30H：伽马蜡烷/C3017α(H)，21β(H)藿烷；DBT/P：二苯并噻吩/菲；St/H：规则甾烷/藿烷；C23TT/C30H：C23三环萜烷/C3017α(H)，21β(H)藿烷；Preg/St：孕甾烷/甾

9号、11～12号样品具有较大的CPI和TAR值以及异常高的Tmax值(图6a,b，表2,6)，其中，12号样品的CPI和TAR值分别为2.45和1.48，Tmax高达432 ℃。正构烷烃强烈的奇数碳优势及高TAR值反映陆源有机质的输入，异常高的Tmax值进一步验证了有机质类型的影响，高等植物中较高的丝质体和惰质体含量是Tmax偏高的主要原因[20,28]。由于正构烷烃的奇数碳优势会随有机质成熟度增大而逐渐消失[29-30]，若这3个样品异常高的Tmax是反映其具有较大的热成熟度，那么其理应具有最小的CPI值，而事实却正好相反，说明9号、11～12号样品的高Tmax值并非是成熟度造成的，而是受陆源有机质输入的影响。

10号、13号样品的甾/藿比值都偏离了该参数在其他样品中随深度变化的总体趋势，数值偏高(图6c)。10号样品同时具有较小的TAR、CPI值和Tmax，说明10号样品的有机质输入以海相有机质为主，沉积时水体深度很可能有个短暂的上涨波动；而13号样品则同时具有较小的TAR、CPI值和异常高的Tmax值(430 ℃)，说明其有机质输入也以海相有机质为主，但其正构烷烃的分布模式受成熟度影响的可能性较大。然而，考虑到13号样品和其余样品的产率指数和烃指数并不是所有样品中最大的，且数值和其他样品相差不大，可以判断，13号样品异常高的Tmax并不能反映其热演化成熟度相对较高，而可能与其埋深大、岩石更加致密、烃源岩中黏土矿物对有机质的吸附能力更强有关。

4.2 生物降解作用对样品饱和烃分子组成的影响

C8-C12范围内的正构烷烃在生物降解的最早期阶段优先被消除[1]659-660，本研究样品中C12以前正构烷烃的消耗也非常明显(图5a，b)。除9，11～12号样品外，其余所有样品正构烷烃轻重比C21-/C22+都大于1，说明9，11～12号样品可能受陆相高等植物有机质输入的影响较明显，而其余样品以海相有机质输入为主。该比值总体显示随埋深减小而增加的趋势(图7a)，说明随沉积作用的进行，细菌和藻类等有机质的输入逐渐增加，而陆相有机质的输入逐渐减少[31]。然而，由于nC21之前的低碳数正构烷烃在生物降解过程中被优先消耗，该比值也在一定程度上反映生物降解作用强度，且数据显示浅部降解作用弱，深度降解作用强。

Pr/C17和Ph/C18通常被用来反映遭受低强度生物降解的有机质的生物降解作用强度，当正构烷烃完全被生物消耗时不再适用[1,32-33]。这两个比值还受沉积环境和有机质成熟度等其他因素的影响，故无法单独用于评价生物降解作用强度。由于异戊二烯烷烃等支链烷烃比正构烷烃的抗降解能力强，本文采用(Pr+Ph)/(nC17-18)比值来反映生物降解程度，该比值越大，代表生物降解强度越大，反之，则代表生物降解程度越小。样品的(Pr+Ph)/(nC17-18)比值都大于1，分布范围在1.26～4.46之间，并随样品埋深的增加递减(图7b，表6)。由于样品都处于未成熟状态，该比值的分布不太可能受成熟度影响；样品姥植比在0.53～1.04之间(表6)，显示正常的海相环境[34]，故该比值的分布也不太可能受环境作用影响。(Pr+Ph)/(nC17-18)比值最有可能反映微生物活动强度，且随样品埋深的增加，微生物活动减弱，但这个趋势与C21-/C22+比值所反映的生物降解程度的变化恰好相反。

三环萜烷具有高度抗生物降解能力，其抗降解能力要高于藿烷和甾烷[1,35]，其分布能作为严重生物降解原油油源对比的依据[36]。三环萜/五环三萜(TT/PT)比值能在一定程度上反映生物降解作用的强度，比值越大，代表生物降解能力越强[37-38]；同时，该比值也受有机质输入的影响，三环萜主要与湖相藻类和低等水生生物的母质有关[32]，而五环三萜主要来自于高等植物和细菌。样品的TT/PT比值都偏低，最小值为0.02，出现在11号样品处，最大值为0.44，出现在2号样品处，平均值为0.15，表明藿烷可能遭受了轻度生物降解。然而，样品有机质中含有大量不稳定藿类化合物藿烯、ββ藿烷等，这些化合物既来源于细菌输入，又可以由成岩作用早期细菌改造细菌藿多醇等化合物形成[25-26,39]，因此既可以反映细菌对有机质输入的贡献，又可以反映微生物活动。考虑到样品沉积于正常海相环境，有机质输入以浮游藻类为主，陆相高等植物有机质输入为少数，这些不稳定藿类化合物的成因更有可能与细菌改造有机质有关。从ββ藿烷含量在各个样品间的分布情况来看，除了11～12号样品的ββ藿烷含量异常高，大于2 000×10-6，其余样品的ββ藿烷含量都在1 000×10-6以下(表6)。11～12号样品较低的TT/PT比值与细菌参与对有机质的改造有关，与这两个样品较高比例的陆相有机质输入比例和很低的C21-/C22+比值相吻合(图7a，d，e)。而2号样品较高的TT/PT比值和较小的ββ藿烷含量则反映了该样品中细菌活动弱。总体而言，样品TT/PT比值和ββ藿烷含量都似乎反映样品中有一定的细菌活动，而普遍低的TT/PT比值则反映了细菌活动的强度不大。

图7 反映生物降解的生标参数在样品间的分布Fig.7 Biodegradation related biomarker parameters vs. depth

高伽马蜡烷/C30藿烷比值常用来指示沉积环境的水体分层，之所以常见于高盐度水体，是因为高盐度水体通常伴随着水体分层[40]。伽马蜡烷抗生物降解能力高于藿烷[1]660，伽马蜡烷/C30藿烷也可用于指示生物降解作用强度。样品的伽马蜡烷/C30藿烷比值范围在0.13～0.55之间，除7号样品处出现最大值0.55以外，1～10号样品该比值波动很小。11～13号样品处该比值显著减小(图7c，表6)，说明海侵初期沉积环境盐度偏低，末期也就是浅部样品沉积期间，可能在凝缩层的静滞水体中出现了水体分层现象。而7号样品的高比值可能说明其受到了一定程度的生物降解。

C31-17α(H)藿烷22S/(22S+22R)、C29甾烷ββ/(ββ+αα)、C29甾烷20S/(20R+20S)等3个比值代表3类化合物的异构化程度，通常被用作成熟度参数，Mackenzie等[41]认为这些异构体达到热演化平衡点时上述3个比值的范围分别是0.57～0.62，0.67～0.71，0.52～0.55。样品的C29甾烷ββ/(ββ+αα)比值范围在0.23～0.34之间，C29甾烷20R/(20R+20S)比值范围在0.05～0.11之间，C31-17α(H)藿烷22S/(22S+22R)范围在0.09～0.34之间(表6)，3个异构比值参数都显示样品远远未达到成熟。有研究表明，中等以上级别的生物降解过程中，C29甾烷20R构型会比20S构型消耗速度快，导致C29甾烷20S/(20R+20S)比值显著升高，甚至超过其演化平衡点[41]。此外，C31-17α(H)藿烷22R异构体和C29甾烷αα异构体的抗降解能力也低于其对应的异构体[1]675，上述比值也会一定程度上受微生物降解作用的影响。从上述比值的范围和分布来看，即使甾烷和藿烷异构体受到了生物降解，其影响也很微弱。

综合上述生物标志化合物参数的值和分布来看，有机质输入对其影响要远大于生物降解作用。事实上，除了正构烷烃质量色谱图(m/z85)上低分子量正构烷烃的部分消耗、基线隆起(出现UCM)外，基本找不到其他反映微生物活动的生物标志化合物。

4.3 页岩孔隙空间对微生物活动的制约

一般而言，适合微生物生存的温度在80 ℃以下，然而，在大西洋中脊热液喷口处也发现了一种极度嗜热的细菌，能在121 ℃高温灭菌培养基中存活1 h[1]647，地质系统中高于100 ℃的环境下也发现了微生物活动[42]。研究样品所在深度地温远低于80 ℃，且均为沉积于正常海相环境的黑色泥岩夹粉砂岩，具有较高的有机碳含量。可见，有机质含量和地层温度不是限制本研究样品中微生物活动强度的原因。

本文缺乏地层水盐度测试资料，通过姥植比(Pr/Ph)和二苯并噻吩/菲(DBT/P)比值来反映沉积环境的盐度。Pr/Ph大于1指示氧化条件，Pr/Ph小于1指示缺氧的沉积环境，Pr/Ph大于3指示氧化条件下的陆相有机质输入，而Pr/Ph小于0.6指示典型的缺氧环境，且通常是高盐或碳酸盐岩沉积环境[1,43]。DBT/P小于1代表海相或湖相泥页岩沉积，DBT/P介于1～3代表海相碳酸盐岩(泥灰岩)沉积，DBT/P大于3为海相碳酸盐岩沉积[43]。样品Pr/Ph和DBT/P显示(表6)，所有样品都是正常海相沉积环境下形成的泥页岩沉积，除5号和10号样品沉积环境盐度可能稍高于正常海水盐度以外，其余样品均沉积于正常海水盐度环境中。海水含盐量的变化范围为16～47 g/L[44]，相比淡水而言，海水盐度对微生物消耗有机质有一定的限制作用，但并非绝对抑制，一段时间后，有机质也会被明显降解[45-46]。生物降解在地层矿化度低于100～150 mg/g的盐度条件下都能发生[1]649。笔者认为，盐度不是限制本研究样品中微生物活动强度的主要原因。

页岩孔隙空间是制约微生物活动的一个关键因素。在颗粒粒度特征值d10>1 μm的沉积物中发现了细菌的存在，而d10<1 μm或埋深大的沉积物中细菌活性减弱[5]。页岩中微生物的活动受限被证明是由于孔隙空间的限制[47]。孔隙空间的减小会限制微生物穿行、繁殖，抑制其代谢作用[48]。有研究表明，页岩中的中孔吸附有机质可以对有机质形成保护，使有机质免于被水解酶水解成微生物可以利用的小分子[49]，故中孔在微生物能活动的范围之外。地层中持续的细菌活动需要连通的且宽度大于200 nm的孔喉直径[7]。大气水的侵入对引发有机质的生物降解起重要作用[50-51]。

14～17号样品埋深较浅，且粉砂及以上粒径颗粒百分比较大；1,4,7号样品黏土含量较低，用这6个样品的孔隙空间代表本次研究样品的孔隙空间大小。测试表明，这些样品的d10均在10 μm以下(表1)，远小于10 μm，由于其余样品的孔隙空间并没有比这6个样品大出数量级水平(表3)，由此推断本次研究样品的d10也远小于10 μm(图4)。孔径分布显示孔隙大多集中在中孔范围，平均孔径低于40 nm(表3)，几乎没有大于200 nm的孔径。由于氮气等温吸附法测试页岩孔径分布主要针对中孔(2～50 nm)和小于200 nm的大孔[50]，用该实验方法获取的孔径分布中孔径超过200 nm的孔隙比例可能比实际偏小，该实验方法存在局限性。尽管如此，有研究认为，页岩中宽度小于10 nm的中孔贡献了绝大部分表面积，微孔对表面积的贡献仅0%～14%[52]，故页岩样品中中孔还是占据主要。研究样品有机质中正构烷烃被降解很可能发生在页岩中比例很小的孔径超过200 nm的孔隙中，然而，从对样品饱和烃生物标志化合物的分析来看，页岩样品中有机质被降解的痕迹很微弱，说明目前微生物活动被严重限制。在页岩沉积的初期，沉积有机质(烃类和非烃)会不可避免地遭受各种喜氧菌和厌氧菌的降解，产生CH4，H2S，CO2，N2，NH3等气体。这部分生物气由于埋藏过浅，大部分散失在大气中。随着沉积作用的进一步进行，压实和胶结作用进一步加强，页岩整体的孔渗条件变差，页岩中适合微生物生存的孔隙空间变小，生物降解作用会减弱至逐渐停止。而早期生物降解在正构烷烃中的反映可能被持续进行的有机质热演化过程中产生的正构烷烃所掩盖[53]。故目前样品有机质中微弱的生物降解痕迹并不能否定在沉积初期样品中有过强烈的微生物活动。二白斑页岩中产生的庞大的生物气资源，可能产生于页岩浅层、页岩中的微裂隙系统、粉砂层和砂泥互层等孔渗条件较好的地区。

5 结论

通过分析西加拿大盆地二白斑黑色页岩浅层生物气源岩样品反映孔隙空间的物性参数和饱和烃生物标志化合物参数的变化特征，研究致密岩层孔隙空间对微生物活跃性的限制作用。结果显示，样品中宽度大于200 nm的页岩孔隙比例微乎其微，不能维持细菌的生命活动。样品中绝大部分孔径小于微生物细胞的平均外径1 μm，不适宜微生物生存。故良好的生物气源岩应该具有较大比例宽度大于200 nm的孔隙，才能保证微生物的正常生命活动，在生物气源岩评价的过程中应予以考虑。研究样品大部分生物标志化合物参数都反映沉积环境的变化而非生物降解作用强度，表明有机质受降解的程度很有限，仅部分碳数的正构烷烃被少量消耗。所研究样品的孔隙空间不适合微生物生命活动的事实，正好被样品中十分有限的生物降解所验证。

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(编辑 韩 彧)

Pore space restrictions on microbial activities in the Second White Specks shale of the Western Canada Sedimentary Basin

Yin Mengsha1, Huang Haiping1,2

(1.SchoolofEnergyResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China; 2.DepartmentofGeoscience,UniversityofCalgary,CalgaryABT2N1N4,Canada)

A suit of thirteen shallow biogenic gas source rock samples taken from the Second White Specks Formation (2WS) in well A at South Alberta Gas Field (SAGF), Western Canada Sedimentary Basin (WCSB) were analyzed by a laser particle size analyzer, nitrogen adsorption and GC-MS to obtain grain size, surface area, pore size distribution, and hydrocarbon molecular compositions, in order to get an insight into the constraining effects of pore space on microbial activity within shallow buried source rocks. The samples are organic rich with high TOC values, shallowly buried and immature, which are suitable for microbial activity. Pore size distributions derived from nitrogen adsorption isotherms illustrate the dominance of mesopores (2-50 nm). Molecular geochemical parameter analysis indicates that the compositions of extractable organic matter are basically attributed to the variation of source input with no solid evidence of biodegradation. The analysis of pore size distribution shows that very limited portion of pores with diameter over 200 nm cannot sustain extensive microbial activity, which possibly accounts for the slight biodegradation of organic matter in shale. Biogenic source rocks capable of generating large amount of biogenic gas are supposed to have a large proportion of pores larger than 200 nm. Traditional schemes for potential biogenic gas source rock assessment may have neglected the decisive role of shale pore space in bacteria activity.

biomarkers; biodegradation; shale pore space; Second White Specks shale; Western Canada Sedimentary Basin (WCSB)

1001-6112(2017)04-0544-12

10.11781/sysydz201704544

2017-01-18；

2017-05-18。

尹梦莎(1992—)，女，硕士研究生，油气地球化学专业。E-mail: yms_cugb@163.com。

黄海平(1962—)，男，教授，博士生导师，从事非常规油气勘探及地质评价技术研究。E-mail: hhp58@163.com。

国家自然科学基金“孔隙空间对未成熟泥岩中微生物活动及生物气形成过程的控制”(41273062)资助。

TE122.1

A