全球生物氣藏分布特征及成藏條件

楊松嶺 張 科 陳景陽 邱春光 閔才政

中海油研究總院有限責任公司

1 概況

生物氣是在低溫條件下通過厭氧微生物（如甲烷菌）分解有機物而生成的，成分以甲烷為主，含部分二氧化碳、少量氮氣及其他微量氣體組分[1]。生物氣具有氣體非常干、碳同位素值輕的地球化學特征。一般認為生物氣中甲烷碳同位素值（δ13C1）介于-55‰～-110‰，干燥系數（C1/ C1-5）大于0.98，而熱成氣的δ13C1介于-20‰～-50‰，δ13C1介于-60‰～-50‰的天然氣一般被認為是混合成因的[2-4]。

生物氣儲量占世界天然氣儲量的20%以上[1]，甚至可以達到30%[5]。意大利、哥倫比亞、加拿大、墨西哥灣、美國、俄羅斯等國家和地區都廣泛分布著大量的生物氣田[6]。世界著名的生物氣藏分布區有墨西哥灣、阿拉斯加庫克灣、西西伯利亞盆地、波蘭喀爾巴阡山前緣、意大利亞平寧山前淵、中國的柴達木盆地等[7]。通過對全球主要的生物氣藏發育區天然氣可采儲量的統計結果（圖1），其總儲量達1 716 Tcf（表 1）（1 Tcf=283×1010m3，下同）。在美國休斯敦召開的AAPG 2002年年會上，對生物氣的形成與分布、資源潛力以及生物氣與熱成因氣的鑒別方法進行了廣泛論述與研討[6]。自2002年以來的近15年，全球生物氣勘探取得了重大突破，先后在環孟加拉灣地區和東地中海地區獲得了15 Tcf和65 Tcf的生物氣發現，東地中海深水—超深水地區的Leviathan氣藏和Zohr氣藏可采儲量分別高達21.40 Tcf和22.17 Tcf[10]。這些大規模生物氣藏的發現，使深海天然氣勘探，特別是深海生物氣的勘探備受關注，成為天然氣勘探的熱點之一。為此，筆者對全球生物氣藏的分布特征及成藏條件進行了歸納和分析，進而指出了未來全球大型生物氣藏的勘探方向。

2 生物氣成因與分類

傳統的生物氣指生物甲烷，即埋藏較淺沉積物中的有機質（未熟）在還原環境下經微生物作用所形成的富甲烷氣體。Shurr和Ridgley[7]依據源巖和儲層沉積以后，在很短時間內發生生物作用大量生成甲烷氣，還是相隔很長一段時間才發生生物作用的關系，將傳統的生物氣生成過程劃分為兩類生物氣生成系統：早期生物氣生成系統和晚期生物氣生成系統。

生物作用不僅可以作用于沉積物內的有機質，形成甲烷氣，也可以作用于已生成的烴類，形成次生的甲烷氣。通過厭氧微生物對原油生物降解能形成大量生物氣，且具有傳統生物氣的特征[19,22]。氧化環境下，已形成油氣藏中的烴類組分被喜氧微生物有選擇性地降解后，能夠使濕氣組分幾乎全部消失而導致氣藏中的天然氣成為干氣[23]。

圖1 全球主要生物氣藏（區）平面分布圖

表1 全球主要生物氣藏（區）基本特征表

表2 生物氣成因類型劃分表

從生物作用于不同物質形成甲烷氣的角度，李先奇等[23]把生物氣按成因類型劃分為原生型生物氣和次生型生物氣兩大類（表2）：原生型生物氣的物質來源為沉積物內的有機質，次生型生物氣的物質來源為已生成的烴類。原生型生物氣，包括早期生物成因氣、低熟氣、晚期生物成因氣三小類。早期生物成因氣和晚期生物成因氣與Shurr和Ridgley[7]分類中的早期生物氣生成系統和晚期生物氣生成系統對應。低熟氣是指低演化成熟階段形成的以甲烷為主要組分的天然氣，也稱為生物—熱催化過渡帶氣[24]，或稱為亞生物氣、準生物氣[25]。嚴格意義上，低熟氣不屬于生物氣，但實際研究工作中，特別儲量統計中難以嚴格區分，此次也歸屬于生物氣研究范疇。次生型生物氣，包括原油降解次生生物氣和淺層油氣次生蝕變改造天然氣兩小類，分別為厭氧微生物和喜氧微生物對原油降解和烴類組分選擇性地降解形成的甲烷氣。

俄羅斯的西西伯利亞盆地白堊系干氣藏天然氣可采儲量規模高達1 496 Tcf（表1），占已統計生物氣藏規模的87%，按全球常規天然氣可采儲量15 401 Tcf計算，約占全球天然氣儲量的11%[19]。對西西伯利亞盆地白堊系干氣藏的天然氣來源，因δ13C1分布范圍寬（-65.4‰～-40.8‰），存在著較大的爭議。Milkov[19]認為賽諾曼階儲層的干氣早期為原生生物氣藏，晚期則為原油降解次生生物氣和深層天然氣降解氣混合而成，具有多源、多期次、多種成因類型的特點。王曉峰等[26]則認為烏連戈伊氣田塞諾曼階天然氣屬于低熟氣的范疇。

美國北部大平原、加拿大阿爾伯達地區生物氣儲量約62.3 Tcf（表1），占已統計生物氣藏規模的3.6%。北部大平原—阿爾伯達白堊系的碎屑巖和丹佛盆地的白堊巖被認為歸屬于早期生物氣生成系統（早期生物成因氣），而密執安盆地泥盆系Antrim組裂縫性頁巖、粉河（波德河）盆的煤層被認為歸屬于晚期生物氣生成系統（晚期生物成因氣）[7]。該區域生物氣大多儲集在各類非常規儲集層中，主要形成以環盆地邊緣分布、上傾部位毛細管封閉的大面積毯式非常規氣藏，面積大于2 600 km2，平均深度490 m。也可形成局部小“甜點”型非常規氣藏，平均面積41 km2，平均深度600 m[7]。

除俄羅斯的西西伯利亞盆地和美國北部大平原、加拿大阿爾伯達地區外，表1內其他生物氣藏（區）天然氣主要為早期生物成因氣。美國北部大平原、加拿大阿爾伯達地區生物氣藏以非常規氣藏類型為主，日本千葉氣區為高部位大氣淡水毛細管封閉的特殊的非常規水溶氣氣藏[10]，表1內其他生物氣藏都以常規氣藏為主。

雖然純早期生物成因氣藏的確存在，如緬甸若開盆地Shwe氣田。但是生物成因氣與熱成因氣、低熟氣混合的現象同樣也是普遍存在的，這種橫向及垂向的混合比率可以定量化研究，如多巴哥盆地的干氣藏中生物氣占30%～40%[27]，意大利亞平寧前淵區干氣藏中生物氣占總儲量的90%[10]。

西西伯利亞盆地的生物氣藏為次生型生物氣類型，且有一定爭議，而非常規類型的生物氣藏成藏機制上具有特殊性。因此不在本文的重點討論范圍內。筆者重點闡述早期生物成因的原生型常規生物氣藏平面與縱向分布特征與成藏要素的關系，分析、總結該類型大型生物氣藏形成的宏觀地質條件，嘗試指出未來大型生物氣藏的勘探方向。

3 早期生物成因氣藏的分布特點

通過對全球主要早期生物成因的原生型常規生物氣藏（不包括西西伯利亞盆地、美國北部大平原和加拿大阿爾伯達地區、日本千葉氣區）的盆地類型、水深、埋深和儲層時代進行統計（圖2），其數據表明氣藏具有時代新、埋藏偏淺、深水超深水的殘余洋盆地為主的分布特征。

3.1 生物氣藏的所在盆地類型

殘余洋盆地的生物氣儲量最大，占比45.7%（圖2-a），東地中海黎凡特盆地、緬甸若開盆地都屬于該種盆地類型。被動大陸邊緣盆地排序第二，占比24.3%，如印度克里希納—戈達瓦里盆地、西非尼日爾三角洲盆地、墨西哥灣盆地。前陸盆地排序第三，占比12.6%，如著名的意大利亞平寧盆地?；∏芭璧嘏判虻谒?，占比11.9%，上庫克灣盆地為典型代表?；『笈璧卣急群苄。瑑H1.52%。需要說明的情況是統計數據中雖然沒有出現克拉通盆地，但俄羅斯的西西伯利亞盆地以及美國北部大平原地區部分盆地為克拉通盆地。

3.2 生物氣藏的水深情況

圖2 全球主要早期生物成因氣藏盆地類型、水深、儲層埋深和時代的儲量分布特征圖

深水與超深水儲量占比大，合計達51%（圖2-b）。自2002年以來，全球生物氣勘探取得重大發現多集中在深水與超深水區，如環孟加拉灣地區和東地中海地區的半深海—深海區獲得了10 Tcf 和65 Tcf的生物氣發現，代表性氣藏為東地中海地區2010年發現的Leviathan氣藏（21.4 Tcf）和2015年發現的Zohr氣藏（22.17 Tcf）以及2002年印度克里希納—戈達瓦里盆地的Dhirubhai 1氣藏（1.3 Tcf）。淺水區生物氣儲量占比37%，主要分布于亞平寧盆地前淵、墨西哥灣盆地、多巴哥盆地和緬甸的馬達班灣盆地，新發現的較大氣藏為2004年發現的緬甸若開盆地Shwe氣田（2.87 Tcf）。陸地區生物氣儲量占比12%，主要分布于柴達木盆地、上庫克灣盆地。需要說明的情況是美國北部大平原、加拿大阿爾伯達地區和俄羅斯的西西伯利亞盆地生物氣藏地表條件都為陸地區，且這些陸地區域，包括柴達木盆地、上庫克灣盆地，都處于凍土帶或年均氣溫低于10 ℃地區。

3.3 生物氣藏的埋深（去除海水深度）

與生物氣藏普遍埋藏較淺的認識不同，統計結果表明從近地表的80～4 300 m都有廣泛分布，儲量主要集中在500～3 500 m層段，形成3個高峰（圖2-c）。其中1 000～1 500 m深度段的儲量高峰分布與傳統的生物氣埋深認識一致，而3 000～3 500 m和2 000～2 500 m深度段的儲量高峰與東地中海Leviathan氣藏（21.4 Tcf）和Zohr氣藏（22.17 Tcf）分別在這兩個深度段分布有關。

3.4 生物氣藏的儲層時代

儲層主要分布在更新統、上新統和中新統，漸新統少量分布，中新統儲量規模最大（圖2-d）。美國北部大平原、加拿大阿爾伯達地區和俄羅斯的西西伯利亞盆地生物氣藏儲量分布于白堊系，密執安盆地泥盆系生物氣儲量占比非常小。

4 早期生物成因氣藏的成藏條件

生物氣由甲烷菌生成的特性和生物氣藏的埋藏較淺、地層年代新的性質，必然導致生物氣藏具有供烴量偏小、儲蓋層成巖弱、易散失特點。通過對全球重點生物氣藏（區）成藏要素分析、對比，認為烴源條件和保存條件是控制是否會形成生物氣氣藏的關鍵要素，圈閉條件、運聚條件、儲層條件、溫壓條件決定生物氣氣藏規模。

4.1 烴源條件

微生物的活動是產生生物氣的基礎。缺氧、貧硫酸鹽、低溫、富含有機質和適合的細菌活動空間是生物成因甲烷形成的必要條件[1]。

多位學者的實驗研究表明：甲烷細菌活動在溫度為4～85 ℃ 的環境中，最適宜值介于35～45 ℃，在考慮到嗜熱菌的作用情況下，會在65 ℃左右形成了一個次要的甲烷生成尖峰[8]（圖3）。目前的主流觀點認為主生氣帶介于25～65 ℃[28]。對生物氣生成的下限溫度，不同學者有不同觀點，范圍介于75 ～ 85 ℃。

圖3 微生物氣產率模型匯總圖（據MacGregor[8]修改）

生物氣藏儲層溫度統計表明，儲量與儲層溫度的關系與甲烷菌隨溫度變化的甲烷產出率模型基本一致，但也有不同之處：儲量高峰的儲層溫度較甲烷產出率模型整體偏高（圖4-a），并突破了生物氣的最大門限溫度（85 ℃），在100～110 ℃區間仍有少量儲量分布。這種現象有兩種解釋：①早期形成的淺部生物氣藏在上覆地層快速沉積的過程中不斷深埋的結果，儲層的溫度已不能代表成藏時刻的溫度；②因對生物氣成因認識的不同、研究的程度較低和統計數據的偏差，部分低熟氣儲量參與到統計數據中，使高于80 ℃的儲量區間延長。如波河盆地（筆者將之歸屬于亞平寧盆地）在4 500 m深處發現C1值為-70‰的天然氣，劉文匯[4]認為其主要由低溫化學反應所形成的甲烷（低熟氣）。

受甲烷菌活動特性的影響，以下條件有利于甲烷菌長時間、大規?；顒樱瑥亩纬梢幠＞奂纳餁?。

4.1.1 低地表溫度和低地溫梯度

圖4 全球主要早期生物成因氣藏儲層溫度、盆地地溫梯度、烴源巖沉積環境和儲層巖性的儲量分布特征圖

統計數據表明，發育大規模生物氣藏的盆地普遍具有較低的地溫梯度，如殘余洋盆地、克拉通盆地、前陸盆地、弧前盆地、被動大陸邊緣盆地等，地溫梯度小于2.5 ℃/100 m的盆地生物氣儲量占總儲量的84.5%（圖4-b）?，F今小于10 ℃地表（海底）溫度的生物氣藏儲量占比62%，以凍土帶和深水—超深水區為主。雖然現今的地表溫度不能完全代表生物氣生成歷史時期的溫度，但考慮到漸新世以來全球板塊格局變化較小，加之生物氣的形成是同沉積作用中伴生的持續過程，現今地表和海底溫度可近似代表歷史時期的地表和海底溫度所處的區間。低地表溫度和低地溫梯度也可保障甲烷菌長時間、大埋深范圍內活動，有助于提高生烴量。以東地中海黎凡特盆地為例，按照地溫梯度介于2.0～2.2 ℃/100 m、海底為4 ℃、生物氣生成下限溫度為80℃來計算，甲烷菌活動埋深下限可達3 620 m，已發現氣藏都位于生物氣成氣埋深下限之內（表3）。而在緬甸馬達班灣盆地，地表溫度提升為15 ℃，地溫梯度提高到3.5～4.0 ℃/100 m，甲烷菌活動埋深下限將減小至1 750 m，較東地中海黎凡特盆地減少了1 870 m的活動空間。

4.1.2 巨厚的烴源巖層系

巨厚的烴源巖層系可保障生烴物質的體積，全球大型生物氣藏的烴源巖層系厚度都超過1 000 m。Claypool和Kaplan[32]指出，在近代海洋沉積環境，生物氣通常發生在沉積速率大于0.05 mm/a（50 m/Ma）的地區。較高的沉積速率多與三角洲和大型水下扇環境有關，王芝堯等[12]認為緬甸若開盆地深水區孟加拉扇上新統沉積速率介于280～489 m/Ma，反映了深水區依然具有較高的沉積速率。

4.1.3 一定的有機質豐度

對微生物作用生成甲烷氣的有機質豐度標準有較大爭議，張水昌等[33]認為對于生物氣形成，沉積

有機質的豐度、類型并不重要，沉積有機質豐富程度跟生物氣的形成沒有很直接的關系，郭澤清等[15]對中國有生物氣顯示盆地的TOC統計中，也證實了這一觀點。但高有機質豐度有利于微生物大量繁盛與生烴是符合一般性認識的[3,34]。Rice和Claypool[1]認為為了保障海相沉積物中甲烷的生成，所需要的可代謝有機物最少應當相當于TOC的0.5%。此次研究結果表明，除我國的柴達木盆地外，生物氣源巖的平均TOC大于0.5%（表3），發現Leviathan等巨型生物氣藏的東地中海地區，烴源巖TOC也在各生物氣發育區名列前茅，平均為1.26%。

表3 全球主要生物氣藏（區）烴源巖特征表

4.1.4 半腐殖型和草本腐殖型母質是生物氣的最佳母質

甲烷菌不具有直接分解有機質的能力，它要依賴于發酵菌和硫酸鹽還原菌分解有機質而產生的CO2、H2、乙酸等取得碳源，進行乙酸發酵和CO2還原兩種新陳代謝過程生成甲烷氣[35]。CO2和乙酸的特點是含氧量較高，它們在厭氧環境下主要來自含氧量高的易被細菌分解的碳水化合物，這些物質在草本植物中纖維素、半纖維素、糖、淀粉、果膠等碳水化合物含量最豐富，而草本植物不易被細菌分解的木質素含量又很少，這就決定了生物氣的母質主要是半腐殖型和草本腐殖型有機質[28]。統計結果證實全球主要生物氣藏（區）的烴源巖有機質類型以腐殖型為主（表3），其環境與陸源有機質供給豐富的河流沼澤、三角洲或大型深水扇體有關。

4.2 保存條件

地下天然氣的聚集往往是氣體不斷散失和源巖不斷補充達到某種程度上相對平衡所造成的結果[36]。因生物氣藏的埋藏較淺，巖石一般未固結，生物氣的散失尤為嚴重，保存條件是生物氣成藏的關鍵要素，決定生物氣藏規模大小，已成為共識[28,37-38]。

擴散、溶解和滲漏是天然氣散失的3種方式。生物氣藏的保存條件可分為封蓋條件和破壞作用兩個方面。

4.2.1 封蓋條件

針對天然氣的擴散散失方式，直接蓋層的巖性和厚度是封蓋能力的重要參數。巖性方面，蒸發巖封蓋能力最好，厚層泥巖次之。東地中海地區因上新統膏巖和巨厚的中新統—上新統深海相泥巖發育，封蓋條件優越。如Zohr氣藏中新統生物礁儲層之上，直接封蓋上新統膏巖（圖5）。泥巖的封蓋能力與泥巖的厚度呈正相關，泥巖厚度越大封蓋能力越好。王金鵬等[39]在對柴達木盆地第四系生物氣藏泥巖封蓋機理研究中指出，大于18 m厚度的泥巖可封閉30 m以上的氣柱，小于5 m的泥巖，封閉的氣柱高度小于5 m。本文統計的生物氣藏中，蓋層屬于深海相帶泥巖的氣藏儲量占比46%，其中重要原因之一就是深海相帶的泥巖直接蓋層非常發育，一般超過100 m（表4），如黎凡特盆地深水區Leviathan氣藏（圖6）和緬甸若開盆地的Shwe氣藏[40]（圖7）。

4.2.2 破壞作用

圖5 東地中海Zohr生物氣藏成藏模式圖（據C&C數據庫油氣田報告[20]修改）

表4 全球主要生物氣藏（區）儲層、蓋層、圈閉特征表

圖6 東地中海黎凡特盆地Leviathan、Tamar等生物氣藏成藏模式圖（據C&C數據庫油氣田報告[20]修改）

圖7 緬甸若開盆地Shwe生物氣藏特征圖

主要為構造活動產生的斷裂和裂縫而引發的滲漏作用。強烈的底劈刺穿、過于發育斷裂系統，都不利于生物氣的保存。如緬甸安達曼海域馬達班灣盆地的生物氣田群，因處于弧后走滑盆地的斷裂密集發育區，縱向儲集單元眾多（圖8），埋深分布范圍廣泛（350～2 055 m），但發現儲量有限。

4.3 圈閉條件

圈閉類型與生物氣藏的儲量規模密切相關，是圈閉條件、保存條件和運聚條件的綜合反映。大部分儲量分布在背斜型構造圈閉和巖性圈閉以及巖性—構造復合型圈閉內。

4.3.1 背斜或斷背斜

該類型圈閉具有保存條件好，圈閉規模大、匯烴面積大的優點。如東地中海黎凡特盆地、西西伯利亞盆地、柴達木盆地、阿拉斯加上庫克灣盆地以及國內的曲靖盆地[41]、寶山盆地[42]等地的生物氣藏，都是以規模不等的背斜圈閉或斷背斜圈閉為主要的圈閉類型。

4.3.2 深水濁積體相關巖性圈閉或巖性構造復合圈閉

該類型圈閉因整體處于泥包砂的背景，具有優越保存條件。如緬甸的若開盆地Shwe氣藏是鼻狀構造背景下的濁積體巖性構造復合圈閉（圖7），在優越保存條件之上又疊加了較好的匯烴條件，最終形成大型氣藏。

4.3.3 碳酸鹽巖生物礁巖性圈閉

在東地中海Zohr等生物礁氣藏的發現之前，僅巴布亞盆地的Pandora氣藏為該類型氣藏，因其儲量規模偏?。?.79 Tcf），并未引起重視。東地中海Zohr等生物礁氣藏的發現使碳酸鹽巖儲層生物氣儲量占比上升到16.5%（圖4-d），使生物礁為儲層、礁體周緣深海、半深海泥巖為生物氣源巖和蓋層的成藏組合成為未來深水勘探的方向之一。巴基斯坦的印度河扇發育該類型成藏組合，在未來的勘探方向中值得重視。

圖8 緬甸馬達班灣盆地SPT6生物氣藏成藏模式圖

4.3.4 半背斜、斷塊圈閉類型

該類型圈閉受斷層發育的影響，破壞作用強，側向多依靠巖性對接而形成的斷層側向封堵。加之圈閉規模往往偏小，匯烴面積有限，形成的生物氣藏一般較小，規模有限。如緬甸安達曼海域馬達班灣盆地的生物氣田群（圖8）。

4.4 運聚條件

生物氣散失嚴重，其成藏必然要求生物氣匯聚的規模要大于散失的規模。

匯烴范圍大小決定匯聚氣量，而運移方式決定匯聚效率。弱成巖作用導致的封蓋能力弱、構造作用產生的微裂縫和斷裂既是造成生物氣散失的主要原因，也是生物氣成藏過程中最常見的垂向運移方式。但生物氣原地生成的資源相對有限，大氣藏的形成還需要在較大匯烴范圍內的側向運移。生物氣藏一般為自生自儲自蓋式成藏模式，儲層與烴源層互層，部分儲層本身也可以成為烴源層。因此，有效匯烴范圍除受構造起伏形成的流體勢控制外，還與儲層（疏導層）的分布大小息息相關。大型的盆底扇和濁積體朵葉以及毯式三角洲的前緣砂體與大型的背斜和鼻狀構造疊合，具有優越的匯聚能力。東地中海地區的Leviathan等氣藏，自身處于中央隆起構造帶上，發育近400 km2的大型背斜圈閉，同時疊加廣布的厚層高孔隙高滲透盆底扇儲層[43]，形成了巨型的生物氣田（圖6）。意大利的亞平寧前淵區的巨型生物氣藏存在于中新統到上新統濁積層序中的緩背斜中，緩背斜為分散生物氣的聚集提供了廣闊的捕集范圍[6,44]。緬甸若開盆地的Shwe氣藏為大型深水濁積朵葉體與背斜疊加形成的復合型圈閉，具有較好的匯烴條件，而周邊鉆井證實向斜區的砂體或具有一定正向構造背景但規模較小或儲層物性差的砂體都鉆探失利（圖7）。

西西伯利亞盆地北部和柴達木盆地具有水動力驅動側向運移后成藏的特點，王明明等[45]指出，柴達木盆地南部昆侖山的地下水由南向北沿地層流動，盆地中心生成的天然氣以水溶氣方式不斷向北運移，并在構造高部位的背斜圈閉減壓析出、聚集成藏。這種水動力的側向運移可長時間，大范圍攜帶天然氣遠距離運移，具有較高的匯集效率。

4.5 相同埋深下，溫壓條件控制氣藏的規模

氣藏在埋藏較淺時，因壓力偏低，體積系數偏小，會導致相同的儲集空間條件下，淺層氣藏較深層氣藏儲量偏小。近些年在深海獲得了生物氣的大發現，除地質因素外，另一原因就是在深海區，由于上覆水體的壓力作用和深海區溫度的降低，形成獨特的高壓、低溫的海底條件，使得相同埋深條件下，與淺海和陸地區相比，深海氣田具有更高的體積系數，氣藏具有更大的豐度。MacGregor[8]在對東地中海的生物氣藏PVT條件研究中，對比了地溫場一致、埋深近似，但水深不同的Zohr和Mari B兩個氣藏，其體積系數差異較大，深水區的氣藏豐度增加1/3（表5）。

表5 黎凡特盆地淺水區、深水區氣藏體積系數對比表

5 大型生物氣藏的勘探方向

生物氣領域的勘探拓展了油氣勘探的空間，一些傳統研究中認為地層成熟度偏低或TOC偏低的缺乏成熟有效烴源巖的地區，可能會成為生物氣領域的勘探熱點區。

根據甲烷菌活動的特點，長時間、大厚度范圍的甲烷菌活動有助于提高生烴量。低地表溫度和低地溫梯度可保障甲烷菌長時間大范圍活動，因此地溫梯度條件上以前陸盆地、殘余洋盆地、陸內克拉通盆地、被動大陸邊緣盆地等具有較低地溫梯度的盆地為優，地表或水深條件上以深海陸坡—超深海、凍土區等低地表溫度地區為優。深海陸坡—超深海為未來生物氣，乃至天然氣勘探的重要方向。深海陸坡—超深海具有獨特的高壓、低溫的海底條件和天然氣水合物生成條件，前者可有效提升氣藏的豐度，后者可有效阻止生物氣的逸散，甚至深埋后成為常規生物氣藏的物質來源[13]。

古三角洲河口區和水下扇，特別是大型深水扇是生物氣富集的最有利沉積環境。這兩種沉積環境可形成巨厚砂泥巖沉積，具有較高的沉積速率和較低的砂地比，有機質類型以陸源Ⅲ型有機質為主，既可以保障一定的沉積厚度、有機質豐度，為甲烷菌提供大厚度的活動空間和養分的同時，也可以對生物氣的散失起到抑制作用。生物礁為儲層、礁體周緣深海、半深海泥巖為生物氣源巖和蓋層的成藏組合也是未來深水生物氣勘探的方向之一。

生物氣的散失作用強，較苛刻的保存條件要求構造活動強度適中，強烈的構造運動和斷裂活動會造成生物氣的大量散失。因此前陸盆地前淵、被動大陸邊緣盆地外帶，克拉通盆地內坳陷，殘余洋盆地等具有大型構造背景的中低構造強度活動地區，利于形成大型的背斜，易形成規模性的生物氣藏。

綜上所述，未來的大型生物氣藏的勘探方向應集中在具有低地表（海底）溫度的凍土區和深水區、低地溫梯度類型的盆地、古三角洲河口區—水下扇相關沉積環境、構造活動強度適中的正向構造帶的四要素疊合領域：①具有大型物源基礎的被動大陸邊緣盆地外帶深水區，如南大西洋兩岸的尼日爾三角洲盆地深水、剛果扇、亞馬遜扇以及一些古三角洲發育區；②具有大型水下扇的殘余洋盆地，如已發現的孟加拉扇，以及尚未取得突破的印度河扇等；③具有深前淵特征前陸盆地的前淵區，如巴布亞盆地東部前淵；④凍土地區的克拉通盆地內凹陷區。