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Ro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(Ro＞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(Ro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(Ro=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Ro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δ13CCH4和δ13CCO2分布图(据Гуцало，1981)