左銀輝， 鄭紫蕓， 邵大力， 王紅平， 楊 柳， 王朝鋒， 張勇剛

(1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)與開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 成都 610059;2.成都理工大學(xué)能源學(xué)院， 成都 610059; 3.中國石油杭州地質(zhì)研究院， 杭州 310023)

二氧化碳(CO2)不僅具有重要的資源意義，而且也是人類認(rèn)識自然和尋找石油、天然氣和有關(guān)金屬礦產(chǎn)資源，以及研究地球氣候變化和了解地球演化(地球脫氣作用和全球碳循環(huán)過程)等方面具有重要的地質(zhì)意義[1]。自20世紀(jì)70—80年代以來，中外不斷有學(xué)者認(rèn)識到了研究CO2對解決油氣勘探中所出現(xiàn)問題的重要性和必要性。CO2氣藏成因及成藏主控因素也隨之成為地球科學(xué)與環(huán)境科學(xué)頗為關(guān)注的熱點(diǎn)問題之一。CO2是全球碳循環(huán)系統(tǒng)中的重要組成部分，但其分布具有不均一性。低濃度CO2不能作為資源利用，當(dāng)天然CO2以高濃度(大于60%)在地殼淺層圈閉中達(dá)到一定儲集量時(shí)，形成的天然CO2氣藏是極有價(jià)值的礦產(chǎn)資源，因此，CO2地質(zhì)研究具有重要的理論和現(xiàn)實(shí)意義[2]。

中外學(xué)者對于CO2氣藏的研究起步較晚，目前主要集中在通過氣體地質(zhì)地球化學(xué)、同位素地球化學(xué)結(jié)合天然氣成藏地質(zhì)條件對CO2分布[1-7]、CO2成因[8-13]、CO2封存的地質(zhì)條件[14-21]、CO2成因判別法[22-28]以及CO2驅(qū)油效率及其影響因素[29-35]進(jìn)行研究，并取得一系列成果。而對其成因機(jī)理、聚集成藏機(jī)制、釋放模式及其對油氣生成及聚集的影響等方面[36-41]研究較少，尤其是針對CO2是如何從地幔運(yùn)移到地殼蓋層中聚集成藏尚未獲得明確的答案。目前普遍接受的觀點(diǎn)是認(rèn)為CO2氣藏的成因類型主要包括有機(jī)成因氣、無機(jī)成因氣(殼源、幔源和殼-?；旌蠚?及混合成因氣3種類型，另外目前中外發(fā)現(xiàn)的CO2氣藏大多與火山活動、斷裂體系等因素密切相關(guān)[42-47]。

無機(jī)成因CO2的研究進(jìn)展拓寬了天然氣的勘探領(lǐng)域，使其日益受到中外眾多學(xué)者的重視。因此已有部分學(xué)者對CO2氣藏成因、分布規(guī)律、勘探技術(shù)等方面進(jìn)行系統(tǒng)性的綜述，然而針對CO2氣藏的成藏主控因素及脫氣模式缺乏深入系統(tǒng)的歸納與總結(jié)。故現(xiàn)總結(jié)中外CO2氣藏的判別方法，分析CO2運(yùn)聚成藏的主控因素，最后對CO2脫氣模式進(jìn)行總結(jié)，旨在系統(tǒng)梳理CO2的成因類型，為CO2氣藏的勘探提供新的思路。

1 CO2成因類型

CO2成因及來源是國際天然氣研究中頗為關(guān)注的重要課題，中外很多學(xué)者應(yīng)用天然氣組分、穩(wěn)定同位素、稀有氣體同位素及天然氣地質(zhì)理論對其開展了一系列廣泛而深入的研究，并取得了眾多成果[8-13]。CO2成因是成藏作用的基本要素，查明CO2成因是掌握CO2富集規(guī)律的前提。地球中能夠形成CO2的母源物質(zhì)種類及物理化學(xué)條件十分廣泛，因此自然界中CO2氣藏的成因類型主要包括有機(jī)成因和無機(jī)成因兩大類[25]，由于考慮問題出發(fā)點(diǎn)不同，不同學(xué)者的劃分方案存在一定差異，如無機(jī)成因氣、有機(jī)成因氣和混合成因氣三大成因類型的劃分方案[48]；有機(jī)成因氣藏進(jìn)一步劃分為低含CO2、無機(jī)成因高含CO2以及無機(jī)成因含CO23種類型[48]；無機(jī)成因氣藏又分為殼源、幔源和殼-?；旌?種類型[49]。

1.1 有機(jī)成因氣

有機(jī)成因的CO2是有機(jī)質(zhì)在熱演化過程中經(jīng)過不同的地球化學(xué)作用形成的[1,24-25,48]。針對此類CO2成因類型的劃分，中外學(xué)者開展了一系列研究[21,26,48-50]，大多認(rèn)為其形成途徑主要有以下4種。

(1)有機(jī)質(zhì)微生物降解作用生成CO2氣。在低溫(<70 ℃)條件下，微生物對有機(jī)質(zhì)或石油與天然氣的降解作用也可生成部分CO2。Pankina[51]同樣認(rèn)為由這種作用生成的CO2在油氣藏CO2中占了較大的比例。這類有機(jī)成因CO2的碳同位素值較小，一般小于-20‰，3He/4He的比值為10-8數(shù)量級[52]。

(2)有機(jī)質(zhì)被氧化形成的CO2氣。有機(jī)質(zhì)在地下含烴沉積層被礦物化溶液作用往往易被氧化生成CO2。Barker等[53]通過熱力學(xué)計(jì)算發(fā)現(xiàn)，隨著地層埋深增加，赤鐵礦和黃鐵礦以及甲烷含量減少，而磁鐵礦和二氧化碳含量增大。從而進(jìn)一步認(rèn)為地下礦化水中的赤鐵礦(Fe2O)可與烴類(CH4)作用生成CO2，其反應(yīng)方程為

(1)

Pankina[51]認(rèn)為油氣和煤由于地殼抬升埋藏較淺或暴露地表時(shí)，則被氧化形成CO2，從而使烴類礦床經(jīng)濟(jì)價(jià)值降低或礦體完全解體。這類成因CO2的碳同位素(δ13C)值為-20‰～-10‰，其所含氦的3He/4He一般為10-8～10-6[52]。

(3)有機(jī)質(zhì)熱降解生成CO2氣。有機(jī)質(zhì)，特別是腐植煤類，含氧官能團(tuán)豐富，在熱降解過程中CO2的產(chǎn)率相當(dāng)高，因此這一作用常常是CO2的重要來源。這種成因的CO2在有機(jī)質(zhì)熱演化過程中的深成階段生成的量最大。整個(gè)反應(yīng)過程大致為有機(jī)質(zhì)在熱降解過程中產(chǎn)生大的揮發(fā)性脂肪酸根離子，而這些酸根離子在熱力作用下進(jìn)一步通過加氫而生成大量的CO2，其反應(yīng)方程為

(2)

該類型CO2的δ13C值同樣較小，一般為-25‰～-15‰；氦的3He/4He為10-8數(shù)量級[52]。

(4)有機(jī)質(zhì)裂解生成的CO2。Stolper等[54]均通過烴源巖加水裂解實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，烴源巖在250～360 ℃條件下經(jīng)過許多復(fù)雜的化學(xué)反應(yīng)可產(chǎn)生大量的CO2，其反應(yīng)方程為

(3)

除此之外，在Barker等[53]的研究中，超深砂巖儲層(3.048～12.192 km)天然氣組分中CO2占有很重要的比重。這些研究證明了有機(jī)質(zhì)在有水或無水的環(huán)境下均能裂解生成大量的CO2。這類成因CO2的δ13C值一般為-15‰～-9‰，氦的3He/4He一般為10-8數(shù)量級[52]。

除了上述4種經(jīng)典的有機(jī)成因CO2氣之外，近年來的研究表明，有機(jī)質(zhì)受硫酸鹽熱化學(xué)還原(thermochemical sulfate reduction)作用和細(xì)菌硫還原(bacterial sulfate reduction)作用也會產(chǎn)生大量的CO2，如中國四川盆地飛仙關(guān)組天然氣和加拿大阿爾伯達(dá)盆地泥盆系尼斯庫組天然氣[55-56]中的部分CO2已被證實(shí)來源于硫酸鹽熱還原反應(yīng)。

1.2 無機(jī)成因CO2

無機(jī)成因的二氧化碳是無機(jī)礦物或元素在各種化學(xué)作用中形成的[1,25,48]。目前已發(fā)現(xiàn)的無機(jī)成因CO2主要有以下幾種賦存形式：CO2氣藏，與有機(jī)成因烴類氣藏伴生，以氣苗形式與溫泉或冷泉伴生[52]存在于巖石包裹體中。對于無機(jī)成因CO2類型的劃分方案，中外不同學(xué)者持有不同的觀點(diǎn)[25]，尤其是在碳酸鹽熱分解成因與巖石化學(xué)成因之間尚存一定的爭議。但目前學(xué)術(shù)上達(dá)成共識的是無機(jī)成因包括地幔-巖漿成因和巖石化學(xué)成因[20]。其中地幔-巖漿成因CO2又可進(jìn)一步分為上地幔巖漿脫氣和中下地殼或消減帶上地幔楔形體中的巖石熔融脫氣。巖石化學(xué)成因包括碳酸鹽巖熱分解成因和巖石中的碳酸鹽巖礦物的熱分解成因。

(1)上地幔巖漿脫氣。目前，地幔巖漿中揮發(fā)分組成主要通過3個(gè)方面進(jìn)行研究：①對現(xiàn)代火山噴出氣體的研究，中外一直不間斷地對火山噴發(fā)的氣體和流體進(jìn)行監(jiān)測[57-58]；②對火山巖中流體包裹體進(jìn)行研究，火山巖包裹體提供巖漿系統(tǒng)噴發(fā)前的揮發(fā)分組成[59]；③火山巖熱解所釋放出的氣體，在廣大火山巖分布地區(qū)存在有巨大的CO2氣源，完全可以將幔源流體中CO2作為無機(jī)成因氣源來考慮。這些研究均表明了地幔巖漿含有大量的CO2，也間接證明了地幔深處形成的玄武巖可以分異CO2氣，且?guī)r漿的含氣性隨其類型和演化階段而不同，然而并非所有的火山作用、巖漿作用都可形成CO2氣藏，只有未脫氣的地幔巖漿才能成為CO2氣藏的有效氣源[60]。比如中國東部裂谷盆地系中的CO2氣田均屬未脫氣地幔巖漿脫氣作用貢獻(xiàn)的CO2生成的氣田[4]。地幔巖漿脫氣的主要成分是CO2，且形成的CO2在天然氣中含量往往很高。

(2)中下地殼或消減帶上地幔楔形體中的熔化巖石熔融脫氣。這類CO2指地殼巖石和消減帶巖石由于斷裂、巖石內(nèi)含水礦物脫水作用或超變質(zhì)作用影響而引起固相巖石重新熔融形成巖漿(如花崗巖巖漿、花崗閃長巖巖漿、流紋巖巖漿、安山巖或英安巖的原生巖漿)，隨后這些巖漿分異脫碳?xì)猱a(chǎn)生CO2[4]。雖然這一作用形成的巖漿豐度與未脫氣地幔巖漿相比較低，但朱岳年[1]認(rèn)為其脫出氣的組分主要是CO2。

(3)巖石化學(xué)成因(碳酸鹽變質(zhì)成因)。這類成因的CO2主要是由海相碳酸鹽巖、碎屑巖中碳酸巖膠結(jié)物及泥巖中方解石受地層埋深、巖漿活動、異常高溫及斷裂活動增溫影響而受變質(zhì)作用或高溫分解所產(chǎn)生的[24-25,61]。程有義[60]發(fā)現(xiàn)在有地下水參與時(shí)，碳酸鹽巖很容易分解生成CO2，一般在70～220 ℃就可大量分解生成CO2。然而碳酸鹽受熱分解所需要的溫度隨壓力的提高而提高，因此推測只有在深部高溫巖漿與碳酸鹽巖直接接觸變質(zhì)帶內(nèi)才可能有大量無機(jī)二氧化碳生成。除此之外，由于碎屑巖中碳酸巖膠結(jié)物及泥巖中方解石的形成環(huán)境特殊，生成溫度較低，一般在成巖作用過程中，便可分解生成CO2[62]。這類CO2的形成與巖漿作用和動力作用密切相關(guān)。

目前，全球已發(fā)現(xiàn)的高含CO2天然氣主要分布在巖漿和斷裂活動十分頻繁的環(huán)太平洋國家和地區(qū)。國外主要在日本、印度尼西亞、新西蘭、菲律賓、越南、泰國、馬來西亞、澳大利亞、墨西哥、美國和加拿大等均發(fā)現(xiàn)了高含CO2的天然氣氣田(藏)群(帶)，如匈牙利Pannonia盆地、澳大利亞Cooper-Eromanga盆地、北海維京地塹南部、ValVerde前陸盆地、美國科羅拉多高原的Bravo穹窿CO2氣田、McElmo穹窿CO2氣田和澳大利亞Otway盆地Ladbroke Grove天然氣田等[24-25,63-64]。而中國CO2氣田(藏)主要分布在東部陸上裂谷盆地與東海及南海北部大陸架邊緣盆地[22-23]，包括松遼盆地、渤海灣盆地、東海盆地、內(nèi)蒙古商都盆地、海拉爾-塔木察格盆地、蘇北盆地、三水盆地、珠江口盆地、鶯歌海盆地、瓊東南盆地以及北部灣盆地福山凹陷等[65-66]，近年來，在青藏高原凍土區(qū)也發(fā)現(xiàn)了無機(jī)成因CO2氣藏[67]。這些CO2氣藏的成因絕大多數(shù)為幔源-巖漿成因，混有部分有機(jī)成因和(或)殼源無機(jī)成因氣[21,25]，通過搜集中國CO2氣藏大量的地球化學(xué)資料，完全可以證實(shí)這一點(diǎn)，如表1所示。

2 CO2氣藏成因判別方法

關(guān)于CO2氣藏成因的判別，中外學(xué)者應(yīng)用氣體地質(zhì)地球化學(xué)、同位素地球化學(xué)方法做了大量的工作，形成了比較可行的判別方法和判別指標(biāo)，如表2所示[24-27]。CO2在形成過程中繼承了其母源物質(zhì)及形成時(shí)的地質(zhì)地球化學(xué)信息，根據(jù)天然氣中稀有氣體豐度及同位素比值等地球化學(xué)方法并結(jié)合天然氣成藏地質(zhì)條件，可以綜合判定CO2的成因。從這些研究成果來看，CO2成因的判據(jù)主要有以下幾種。

表1 中國東部CO2氣田(藏)地球化學(xué)待征[24-25]

表2 CO2成因判別指標(biāo)

2.1 CO2組分及碳同位素特征

不同成因的天然氣中CO2組分具有顯著的特征，CO2含量是目前最簡便、最直接的判別指標(biāo)，戴金星[24]在對大量資料分析的基礎(chǔ)上提出當(dāng)CO2含量大于60%時(shí)是無機(jī)成因的；含量在15%～60%時(shí)主要是無機(jī)成因的，部分是有機(jī)成因和無機(jī)成因混合成因；含量小于15%時(shí)則無機(jī)成因、有機(jī)成因和混合成因的皆有。同時(shí)δ13CCO2是一種鑒別有機(jī)成因和無機(jī)成因CO2的有效指標(biāo)。Baker等[21]認(rèn)為幔源成因CO2的δ13C為-7‰～-4‰，Ⅲ型干酪根降解形成CO2的δ13C為-25‰～-10‰，而碳酸鹽巖接觸變質(zhì)成因CO2的δ13C為-2‰～2‰；當(dāng)前較為公認(rèn)的劃分標(biāo)準(zhǔn)是：有機(jī)成因CO2的δ13CCO2<-10‰，主要分布在-30‰～-10‰；無機(jī)成因δ13CCO2>-8 ‰，主要在-8‰～3‰。無機(jī)成因CO2中，由碳酸鹽巖變質(zhì)成因CO2的δ13CCO2接近于碳酸鹽巖的δ13C在0±3‰；火山-巖漿成因和幔源CO2的δ13CCO2大多在-6%±2‰[24-25]。這套方案被大量學(xué)者所接受[28,68]。

2.2 碳同位素系列

Dai等[27]認(rèn)為有機(jī)成因烷烴氣具有隨分子中碳數(shù)增大碳同位素隨之變重的正碳同位素系列特征，即δ13C1<δ13C2<δ13C3<δ13C4特征，而無機(jī)成因烷烴氣具有與有機(jī)成因碳同位素相反的變輕的負(fù)碳同位素特征，即δ13C1>δ13C2>δ13C3>δ13C4特征。

2.3 稀有氣體

關(guān)于地幔流體以及地幔脫氣所形成的CO2氣藏涉及稀有氣體的研究，中外進(jìn)行了一系列的報(bào)道[69-72]。其中He在惰性氣體中具有含量最微、無機(jī)成因、最易擴(kuò)散與滲透和性質(zhì)穩(wěn)定等特點(diǎn)，成為判識幔源氣體最靈敏、也是最理想的地球化學(xué)示蹤指示[23,72]。

氦氣都是無機(jī)成因的，有3He和4He兩種同位素，分別代表殼源成因和幔源成因[24-25]。Mamyrin等[73]指出，如果有地殼深部流體的加入，天然氣3He/4He值會明顯增大。因此該比值可作為天然氣鑒別的重要依據(jù)，通常以1.4×10-6、2×10-8和1.1×10-5分別表示大氣來源、殼源和幔源的氦[23]。Ozima等[72]則進(jìn)一步認(rèn)為上地?；騇ORB端元值為1.1×10-5(8～8.5Ra)；下地?；虻蒯Ｖ写笥?～8.5Ra。通常也可以用樣品氦同位素(R)與空氣氦同位素(Ra)比值(R/Ra)進(jìn)行判別，一般來說，巖漿-幔源成因的R/Ra>2.5[74]，殼源的R/Ra通常低于1，1

Hem=100(Rs-Rc)/(Rm-Rc)×100%

(4)

式(4)中：Hem為He氣中幔源He所占的份額；Rs為氣樣中3He/4He比值；Rc為殼源中3He/4He比值；Rm為幔源3He/4He比值。

除此之外，氬是另一種具有示蹤意義的稀有氣體元素。殼源氬具有隨氣源巖時(shí)代變老，40Ar/36Ar值增大的特征[22-23]。上地幔的40Ar/36Ar比值一般認(rèn)為在2 000～10 000，與時(shí)代較老的地殼巖石中的40Ar/36Ar值有一定的重疊范圍。而Mamyrin等[73]認(rèn)為40Ar/36Ar比值一般大于20 000。然而放射性成因氬和地幔氬同時(shí)具有高40Ar/36Ar的特點(diǎn)，僅根據(jù)40Ar/36Ar值無法對兩者進(jìn)行較好的區(qū)分，這時(shí)應(yīng)結(jié)合其他鑒別指標(biāo)做進(jìn)一步的判定。放射性4He/40Ar*值也可作為一種地球化學(xué)示蹤劑用來鑒定天然氣中放射性成因稀有氣體的氣源巖石。不同環(huán)境的放射性4He/40Ar比值不同：大氣中4He/40Ar*比值為5.8×10-3，地殼巖石4He/40Ar*值大約為4.92，上地幔巖石的4He/40Ar*值約為2[72]。

2.4 CO2/3He

CO2/3He是流體來源與成因示蹤的重要地球化學(xué)指標(biāo)，對天然氣中CO2的成因判別有重大的意義。全球范圍內(nèi)洋中脊玄武巖中氣泡的氣體成分具有非常顯著的特征，其CO2/3He值的分布范圍主要在1×109～1×1010，代表了幔源巖漿成因的CO2氣藏[24-25]。Ballentine等[75]對西德克薩斯Permian盆地JM-Brown Basset氣田的3He/CO2、δ13CCO2進(jìn)行了分析，結(jié)果表明，來源于洋中脊巖漿流體的CO2/3He值分布范圍很窄，為(4.1～6.2)×109，而殼源型流體的值為105～1013，CO2/3He值隨CO2含量變化而變化。其他學(xué)者從不同的角度對不同構(gòu)造環(huán)境中幔源氣體的CO2/3He比率進(jìn)行了大量研究，得出基本一致的結(jié)論，幔源氣體在脫離玄武巖漿時(shí)具有穩(wěn)定的CO2/3He比率，為2×109～7×109[13]。Van Soest等[76]認(rèn)為殼源碳酸鹽巖受熱分解產(chǎn)生的CO2加入會使CO2/3He升高，因此CO2/3He遠(yuǎn)大于1010。然而殼源CO2的加入或幔源CO2的消耗都會改變CO2/3He比值[77]，僅根據(jù)CO2/3He判斷CO2成因存在一定的誤差，因此，許多學(xué)者利用CO2/3He與R/Ra體系來判識高濃度CO2成因與類型，并取得很好的效果。

CO2碳同位素組成、CO2含量以及伴生甲烷同系物的碳同位素系列是目前判識其成因與來源的直接地球化學(xué)指標(biāo)，可以有效地區(qū)分有機(jī)成因和無機(jī)成因兩大類CO2，但對更具體的母源區(qū)的判別還要依靠稀有氣體、CO2/3He等CO2指標(biāo)。

2.5 綜合鑒別法

在研究過程中，僅僅是根據(jù)單一的CO2組分含量、CO2碳同位素以及伴生氦同位素比值等地球化學(xué)指標(biāo)，常常讓最終的判定結(jié)果存在多解性，因此中外眾多學(xué)者將這些指標(biāo)進(jìn)行組合配套，采用多個(gè)鑒定指標(biāo)共同約束來確定CO2成因，并建立了各種CO2成因鑒別圖版。

戴金星等[25]根據(jù)中國不同成因的212個(gè)氣樣及澳大利亞、泰國、新西蘭、菲律賓、加拿大、俄羅斯100多個(gè)樣品的CO2組分和碳同位素組成數(shù)據(jù)資料，編制了有機(jī)和無機(jī)二氧化碳鑒別圖版，如圖1所示。宋巖等[48]在前人研究的基礎(chǔ)上，繪制了CO2同位素與R/Ra之間的關(guān)系圖版，如圖2所示，分別以R/Ra=1以及R/Ra=2為界將CO2劃分為殼源區(qū)、殼源過渡區(qū)以及幔源區(qū)，而殼源型成因區(qū)可依據(jù)δ13CCO2=-8‰為界，將其進(jìn)一步劃分為殼源型巖石化學(xué)(無機(jī))成因CO2和殼源型有機(jī)成因CO2兩個(gè)類型。

圖1 有機(jī)和無機(jī)二氧化碳鑒別圖版[25]Fig.1 Identification chart of organic and inorganic carbon dioxide[25]

圖2 CO2同位素與R/Ra之間的關(guān)系圖版[48]Fig.2 Diagram of relationship between CO2 isotope and R/Ra[48]

Ballentine等[75]建立的CO2含量與CO2/3He比值關(guān)系圖可以很好地將殼源碳酸鹽巖熱解成因CO2與幔源巖漿成因CO2區(qū)分開。陳紅漢等[77]在珠江口盆地和鶯歌海盆地CO2成因的研究中利用δ13CCO2與CO2/3He關(guān)系圖不僅有效地鑒別了幔源以及殼源成因的CO2，還能判斷出幔源CO2是否被消耗。除此之外，典型稀有氣體端元的3He/4He與40Ar/36Ar雙對數(shù)關(guān)系圖[25]、3He/4He與4He/20Ne雙對數(shù)相關(guān)圖[65]也可以有效地判別CO2成因。

3 CO2成藏主控因素

綜觀無機(jī)CO2氣田(藏)在全球的分布情況及地質(zhì)、地球化學(xué)背景，可以發(fā)現(xiàn)CO2分布具有一定的規(guī)律[24-25]：CO2生成帶大多與火山巖活動帶一致；CO2氣藏通常分布在深大斷裂附近，斷裂交匯部位；富含CO2氣藏通常分布在大地?zé)崃髦递^高的區(qū)域；富含CO2天然氣聚集區(qū)與地?zé)崃髦递^大和地溫梯度較高的碳酸鹽巖分布區(qū)有關(guān)；富含CO2的天然氣也往往聚集于含煤盆地；CO2氣藏主要形成于中、新生代；CO2的儲集巖主要是海相灰?guī)r，其次是砂巖；幔源成因CO2氣田(藏)與氦同位素比值(R/Ra)正異常具有密切的對應(yīng)關(guān)系。

總體來說，高地溫場、深大斷裂格局和巖漿活動是CO2氣運(yùn)聚成藏最重要、最直接的三大主控因素。

3.1 地?zé)峄顒?/h3>

高熱-構(gòu)造區(qū)是無機(jī)成因氣發(fā)育的有利區(qū)域，一個(gè)盆地或地區(qū)的熱狀態(tài)是深部物質(zhì)淺部入侵狀態(tài)的直接反映，是量度無機(jī)成因氣是否發(fā)育的一個(gè)標(biāo)志[25]。地?zé)崽荻群痛蟮責(zé)崃髦稻堑販貓龅谋碚髦怠Ｑ芯勘砻?，熱流值大?.3 HFU(1 HFU=41.868 mW/m2)、地溫梯度大于2.5 ℃/100 m的高熱流區(qū)是無機(jī)成因天然氣形成的有利場所[78-79]。眾多學(xué)者針對陸區(qū)熱流進(jìn)行了研究，搜集了中國部分典型CO2氣藏的熱流數(shù)據(jù)，松遼盆地?zé)崃髦禐?0 mW/m2，渤海灣盆地為67 mW/m2，蘇北盆地為72 mW/m2，三水盆地為80 mW/m2，東海盆地為72.27 mW/m2，珠江口盆地為67.77 mW/m2，鶯歌海盆地高達(dá)84.1 mW/m2[19,80]?？梢钥吹竭@些盆地的熱流分布與CO2氣藏的區(qū)域展布具有良好的相關(guān)型，CO2氣田(藏)均分布于熱流值均值大于60 mW/m2的盆地中。

3.2 斷層活動

眾多學(xué)者認(rèn)為斷裂為CO2氣藏的形成提供了運(yùn)移通道和儲集空間，斷層活動為地幔脫氣提供動力，斷層和CO2氣藏的時(shí)空分布與成因關(guān)系已有不少研究和共識[1,61]。無機(jī)成因CO2氣特別是幔源-巖漿氣的形成與分布主要受控于斷裂，斷裂相交的位置更是高純度幔源型CO2氣藏發(fā)育的有利區(qū)。但不是所有斷裂附近都可發(fā)現(xiàn)CO2氣藏，只有存在能作為地球脫氣口和巖漿通道的斷裂，以及能產(chǎn)生大量構(gòu)造熱，致使碳酸鹽巖或碳酸鹽礦物發(fā)生變質(zhì)反應(yīng)，并具有圈閉能力的斷裂，才有可能形成CO2氣藏，具有這樣功能的斷裂即為氣源斷裂[1]。朱岳年[1]認(rèn)為CO2的生成、運(yùn)移、聚集和保存等整個(gè)成藏過程均受氣源斷裂體系的控制。

研究表明，斷裂帶特別是向深部具有良好貫通性和開啟性好的斷裂，對于無機(jī)成因氣的釋放，運(yùn)移和生成有多種功能。一方面，深大斷裂是幔源巖漿上升的有利通道，而且也是幔源氣體的運(yùn)移通道。按照斷裂規(guī)模以及切割深度，深大斷裂又可劃分為巖石圈斷裂、殼斷裂、基底斷裂[81]。不同級別的斷裂控制了盆地內(nèi)CO2氣田(藏)的形成與分布。國外學(xué)者對深大斷裂對幔源CO2釋放作用的研究主要集中在一些多地震和火山活動的國家，如環(huán)太平洋的美國、日本、俄羅斯、新西蘭等。在全球范圍，特別是在環(huán)太平洋及亞歐地震帶內(nèi)。高含CO2氣藏或氣苗的分布與深大斷裂關(guān)系密切[1]，亞利桑那黑彌撒盆地的CO2氣田中的CO2就是來源于沿北西向斷層運(yùn)移來的深部火山巖漿。中國東部松遼盆地、渤海灣盆地、蘇北盆地、三水盆地和南海北部大陸架邊緣盆地等均發(fā)現(xiàn)了高含CO2的天然氣藏[42,78-79]，且大都為巖漿幔源成因，這些CO2氣藏的聚集大都與斷層或巖脈伴生。一般來說，長期持續(xù)活動的斷裂更有利于CO2的向上運(yùn)移，但對于幔源CO2來說，規(guī)模較大的基底斷裂若是溝通了深部CO2儲集庫，即使晚期不活動，通過深部蠕滑作用均能成為CO2的運(yùn)聚通道。另一方面，斷裂產(chǎn)生的熱效應(yīng)會使得碳酸鹽巖發(fā)生分解產(chǎn)生殼源無機(jī)成因CO2。壓性或壓扭性斷裂具增溫效應(yīng)，一種是斷裂活動的機(jī)械生熱，另一種是動力學(xué)剪切生熱，地震活動時(shí)剪切熱可以在斷裂面產(chǎn)生上千度高溫，這可能是碳酸鹽巖變質(zhì)分解產(chǎn)生CO2氣的根本原因[61]。比如中國東部鶯歌海盆地已被證實(shí)存在這一機(jī)理釋放的殼源無機(jī)成因CO2。

3.3 巖漿活動

CO2氣田(藏)的形成和分布與火山活動密切有關(guān)。世界上已發(fā)現(xiàn)的CO2氣藏大都分布在歷史上或現(xiàn)代的火山活動地帶，比如著名的墨西哥坦皮哥、美國洛基山東麓、意大利西西里島和中國的東部中-新生代陸相盆地發(fā)現(xiàn)的高含CO2氣藏區(qū)，均是巖漿活動區(qū)[52]?？偨Y(jié)前人研究發(fā)現(xiàn)，CO2氣藏與火山活動的關(guān)系表現(xiàn)在以下幾個(gè)方面。

(1)巖漿活動為無機(jī)成因CO2氣的形成創(chuàng)造了物質(zhì)條件?；鸪蓭r巖漿活動是CO2氣藏重要的氣源，一次巖漿的侵入或噴出實(shí)際上是一次CO2氣的成氣或生氣高峰期[81]。地幔類型、巖漿類型以及火山活動時(shí)期均會對CO2的釋放造成一定的影響不同的地幔所形成的巖漿，其含氣量是不一樣的。研究表明，地幔有兩個(gè)不同性質(zhì)的儲氣庫：一個(gè)是以洋中脊玄武巖為代表組分的已脫氣的地幔(the degassed mantle，DM)，相當(dāng)于上地幔，其揮發(fā)組分分異較大；另一個(gè)是以美國夏威夷Loihi海山噴溢型玄武巖為代表組分的未脫氣的地幔(the undegassed mantle，UM)，相當(dāng)于下地幔，其揮發(fā)組分分異較小。一般來說，未脫氣地幔更有益于CO2的富集[82]；對大量的不同成分巖漿巖包裹體分析表明，無論是基性還是酸性巖漿中的揮發(fā)組分均以H2O和CO2為主。但巖漿類型不同，CO2含量具有明顯區(qū)別。實(shí)驗(yàn)表明，超基性與基性巖漿CO2含量比酸性巖漿高[83]。

(2)火山活動可為CO2提供儲集空間以及運(yùn)移通道。巖漿是無機(jī)幔源CO2的氣源載體，構(gòu)造活動，特別是斷裂活動則為巖漿的上移和噴發(fā)提供了有利條件。CO2氣從巖漿中釋放的速度取決于巖漿就位的方式、冷凝結(jié)晶的時(shí)間等?；鹕綆r通道相、次火山巖相和淺成侵入相是CO2釋放和聚集的有利單元，尤其是巖漿淺層侵入通過擴(kuò)散作用釋放氣體的量更大，是主要的脫氣方式[84]。

(3)火山活動為巖石變質(zhì)提供了熱源。在巖漿侵位過程中，由于巖漿的高溫以及巖漿中攜帶的巨大熱能的影響，可以使巖石發(fā)生變質(zhì)，如果圍巖是碳酸鹽巖，則會使碳酸鹽巖發(fā)生分解而產(chǎn)生CO2。此外，在某些情況下巖漿巖也可以作為氣藏的蓋層存在，因而巖漿活動在CO2氣的遷移和圈閉過程中起著重要的作用。

除了上述幾個(gè)主控因素之外，不同地區(qū)無機(jī)CO2氣藏的形成可能還有一些其他特定的地質(zhì)因素。比如中國南海北部鶯歌海盆地CO2氣藏及含CO2油氣藏中的CO2，屬于殼源型及殼?；旌闲统梢颍饕芸赜谀嗟妆贌崃黧w晚期分層分塊多期的局部上侵活動與沉積巨厚海相含鈣砂泥巖的物理化學(xué)作用[49]；此外，雷川等[85]也認(rèn)為珠江口盆地白云凹陷泥底辟構(gòu)造對于CO2分布具有一定的控制作用。

4 CO2脫氣模式

通過大量的調(diào)研發(fā)現(xiàn)，關(guān)于幔源CO2如何穿過中下地殼并最終進(jìn)入盆地地層中聚集成藏的問題，前人多有探討[78-79,86-87]，但對殼源型CO2的研究甚少，因此僅對幔源CO2的脫氣模式進(jìn)行了總結(jié)。深部地質(zhì)研究表明，熱流底辟體、莫霍面之上的巖漿底墊體、中上地殼的巖漿囊和盆地內(nèi)的火山巖成為幔源CO2的有利氣源體[87]。在運(yùn)聚通道條件方面，除了地殼中發(fā)育的“網(wǎng)狀”結(jié)構(gòu)、拆離斷層[88]，以及部分溝通幔源氣源體的深大斷裂之外，早期的古火山通道由于裂縫發(fā)育，也可作為后期幔源氣體的有利運(yùn)聚通道。不同的“氣源體”，由于其賦存的地質(zhì)條件和演化過程不同，脫氣的方式、脫氣量、脫出程度也大不相同。同時(shí)由于二氧化碳和甲烷的熱力學(xué)穩(wěn)定性的差異，使地球內(nèi)部無機(jī)成因氣有2種組合類型：一是在較高氧逸度下以二氧化碳?xì)鉃橹?軟流圈之上)；另一種是在較低氧逸度下以甲烷為主(軟流圈之下)[24-25]。因此，不同的脫氣模式脫出的氣體類型也不同。一般認(rèn)為，幔源CO2具有以下幾種脫氣模式。

(1)地幔物質(zhì)沿巖石圈斷裂直接脫氣模式。這種成因的氣體是由地幔中的氣體或揮發(fā)分發(fā)生脫氣作用，沿開啟性深斷裂(超巖石圈斷裂)向淺部的直接排放，遇到蓋層阻隔成藏[圖3(a)][78-79]。深大斷裂既可以是拗陷的邊界斷裂，也可以是坳陷內(nèi)的長期活動的結(jié)果。直接和地幔溝通的深大斷裂溝通了盆地基底和蓋層之間的動力聯(lián)系，可以成為深源巖漿和CO2氣體直接上升的通道。但是在這種模式中，由于斷裂輸導(dǎo)天然氣的速度較高，大部分甲烷來不及被氧化消耗，脫出的氣體仍含有大量的甲烷，因而該模式是無機(jī)烴氣主要的來源[78]。中國典型的郯廬深大斷裂活動期長、規(guī)模巨大，不僅為中國東部火山巖漿活動及深部CO2氣提供了向淺部運(yùn)移的通道，而且嚴(yán)格控制了幔源CO2氣藏及其他熱液礦床的分布富集[88]。

(2)熱流底辟體脫氣模式。熱流底辟體是由于上地幔發(fā)生了部分熔融作用，從上地幔部分熔融后分離出的“流體相”在下地殼或上地殼的下部聚集形成初期的巖漿體。向上運(yùn)移過程中由于溫度和壓力降低，底辟巖漿發(fā)生脫氣作用，大部分CH4和H2損失，最終脫出的氣體以CO2為主。脫出的天然氣充注到鄰近的儲集層中可直接形成氣藏，也可沿其他斷裂或古火山通道繼續(xù)向上運(yùn)移再聚集成藏[圖3(b)][78-79]。松遼盆地?zé)崃鞯妆袤w分布廣泛，其頂部儲存的CO2氣是幔源CO2氣的重要?dú)庠粗弧?/p>

圖3 幔源CO2氣源脫氣示意圖[90]Fig.3 Degassing diagram of mantle derived CO2 source[90]

(3)殼內(nèi)巖漿房-基底斷裂組合脫氣模式。這種模式是指幔源氣以殼內(nèi)低速高導(dǎo)層作為中繼站，隨后沿上地殼網(wǎng)狀拆離帶迂回曲折呈“之”字形向上運(yùn)移至盆地基底，經(jīng)大斷裂垂向運(yùn)移至盆地內(nèi)部釋放[圖3(c)][78]。深部地質(zhì)的研究結(jié)果表明，地幔隆起使地殼發(fā)生拉伸減薄并進(jìn)一步形成下地殼斷裂，隨后幔源巖漿及各種揮發(fā)組分通過斷裂上升，并在地殼形成幔源巖漿及慢源巖漿氣的庫體，或稱為巖漿房。這些低速體都是富含CO2等揮發(fā)份的巖漿熱液，是幔源CO2的主要?dú)庠大w。

(4)火山巖吸附氣后期脫氣。通常認(rèn)為噴出巖對CO2氣藏的貢獻(xiàn)是非常有限的，但是火山巖吸附氣測試分析研究表明各種火山巖都是CO2重要的氣源物質(zhì)。與幔源巖漿氣源相比，火山巖氣源釋放的CO2氣最初同樣來自幔源，但其脫氣模式有所差異。這種模式強(qiáng)調(diào)的是巖漿噴出地表后冷凝形成的火山巖吸附或封存部分幔源CO2氣，這些吸附CO2氣在后期再釋放而聚集成藏[89]。

5 展望

盡管CO2氣在地殼淺層運(yùn)聚成藏與常規(guī)的烴氣相似，都要求有豐富的源、儲層、圈閉、輸導(dǎo)系統(tǒng)和蓋層，但在成因或來源上與烴氣有天壤之別。對于CO2氣藏的研究已取得大量的研究進(jìn)展，但研究也存在一定問題與不足。認(rèn)為仍需從以下2個(gè)方面對其進(jìn)行深入的探索與應(yīng)用。

(1)CO2流體與油氣成藏的耦合性。何家雄等[49]根據(jù)純CO2氣藏、含CO2油藏、含油CO2氣藏和油藏的分布規(guī)律，確定南海北部大陸邊緣盆地的幔源CO2將原油驅(qū)替出圈閉溢出點(diǎn)，并促使油氣在附近有利區(qū)圈閉形成新的油藏或油氣藏。殷紅[90]通過對CO2氣田中烴類組分分析以及與美國麥卡倫CO2油氣田類比，推斷黃橋CO2氣藏可能是一個(gè)帶油環(huán)的CO2凝析氣藏，并依此預(yù)測出新的原油富集區(qū)。這些學(xué)者均提出了地球深部的CO2流體對油氣的運(yùn)移和聚集起到了很大的作用，但針對CO2如何影響油氣運(yùn)移成藏還沒有一個(gè)準(zhǔn)確且具體的答案。因此今后應(yīng)加強(qiáng)CO2與其他流體的相互作用的研究工作。

(2)殼源以及殼?；旌闲虲O2的脫氣模式。針對幔源CO2的脫氣模式，前人已進(jìn)行了系統(tǒng)的總結(jié)[87]，但對于殼源型以及幔源型CO2脫氣模式的研究相對比較薄弱。在中國南海北部邊緣的鶯歌海盆地以及松遼盆地等區(qū)域均發(fā)現(xiàn)了殼源型CO2的存在，只有明確這類CO2的釋放機(jī)理、脫氣模式，才能讓CO2運(yùn)移成藏方面的研究更完善。