左银辉， 郑紫芸， 邵大力， 王红平， 杨 柳， 王朝锋， 张勇刚

(1.成都理工大学油气藏地质与开发工程国家重点实验室， 成都 610059;2.成都理工大学能源学院， 成都 610059; 3.中国石油杭州地质研究院， 杭州 310023)

二氧化碳(CO2)不仅具有重要的资源意义，而且也是人类认识自然和寻找石油、天然气和有关金属矿产资源，以及研究地球气候变化和了解地球演化(地球脱气作用和全球碳循环过程)等方面具有重要的地质意义[1]。自20世纪70—80年代以来，中外不断有学者认识到了研究CO2对解决油气勘探中所出现问题的重要性和必要性。CO2气藏成因及成藏主控因素也随之成为地球科学与环境科学颇为关注的热点问题之一。CO2是全球碳循环系统中的重要组成部分，但其分布具有不均一性。低浓度CO2不能作为资源利用，当天然CO2以高浓度(大于60%)在地壳浅层圈闭中达到一定储集量时，形成的天然CO2气藏是极有价值的矿产资源，因此，CO2地质研究具有重要的理论和现实意义[2]。

中外学者对于CO2气藏的研究起步较晚，目前主要集中在通过气体地质地球化学、同位素地球化学结合天然气成藏地质条件对CO2分布[1-7]、CO2成因[8-13]、CO2封存的地质条件[14-21]、CO2成因判别法[22-28]以及CO2驱油效率及其影响因素[29-35]进行研究，并取得一系列成果。而对其成因机理、聚集成藏机制、释放模式及其对油气生成及聚集的影响等方面[36-41]研究较少，尤其是针对CO2是如何从地幔运移到地壳盖层中聚集成藏尚未获得明确的答案。目前普遍接受的观点是认为CO2气藏的成因类型主要包括有机成因气、无机成因气(壳源、幔源和壳-幔混合气)及混合成因气3种类型，另外目前中外发现的CO2气藏大多与火山活动、断裂体系等因素密切相关[42-47]。

无机成因CO2的研究进展拓宽了天然气的勘探领域，使其日益受到中外众多学者的重视。因此已有部分学者对CO2气藏成因、分布规律、勘探技术等方面进行系统性的综述，然而针对CO2气藏的成藏主控因素及脱气模式缺乏深入系统的归纳与总结。故现总结中外CO2气藏的判别方法，分析CO2运聚成藏的主控因素，最后对CO2脱气模式进行总结，旨在系统梳理CO2的成因类型，为CO2气藏的勘探提供新的思路。

1 CO2成因类型

CO2成因及来源是国际天然气研究中颇为关注的重要课题，中外很多学者应用天然气组分、稳定同位素、稀有气体同位素及天然气地质理论对其开展了一系列广泛而深入的研究，并取得了众多成果[8-13]。CO2成因是成藏作用的基本要素，查明CO2成因是掌握CO2富集规律的前提。地球中能够形成CO2的母源物质种类及物理化学条件十分广泛，因此自然界中CO2气藏的成因类型主要包括有机成因和无机成因两大类[25]，由于考虑问题出发点不同，不同学者的划分方案存在一定差异，如无机成因气、有机成因气和混合成因气三大成因类型的划分方案[48]；有机成因气藏进一步划分为低含CO2、无机成因高含CO2以及无机成因含CO23种类型[48]；无机成因气藏又分为壳源、幔源和壳-幔混合3种类型[49]。

1.1 有机成因气

有机成因的CO2是有机质在热演化过程中经过不同的地球化学作用形成的[1,24-25,48]。针对此类CO2成因类型的划分，中外学者开展了一系列研究[21,26,48-50]，大多认为其形成途径主要有以下4种。

(1)有机质微生物降解作用生成CO2气。在低温(<70 ℃)条件下，微生物对有机质或石油与天然气的降解作用也可生成部分CO2。Pankina[51]同样认为由这种作用生成的CO2在油气藏CO2中占了较大的比例。这类有机成因CO2的碳同位素值较小，一般小于-20‰，3He/4He的比值为10-8数量级[52]。

(2)有机质被氧化形成的CO2气。有机质在地下含烃沉积层被矿物化溶液作用往往易被氧化生成CO2。Barker等[53]通过热力学计算发现，随着地层埋深增加，赤铁矿和黄铁矿以及甲烷含量减少，而磁铁矿和二氧化碳含量增大。从而进一步认为地下矿化水中的赤铁矿(Fe2O)可与烃类(CH4)作用生成CO2，其反应方程为

(1)

Pankina[51]认为油气和煤由于地壳抬升埋藏较浅或暴露地表时，则被氧化形成CO2，从而使烃类矿床经济价值降低或矿体完全解体。这类成因CO2的碳同位素(δ13C)值为-20‰～-10‰，其所含氦的3He/4He一般为10-8～10-6[52]。

(3)有机质热降解生成CO2气。有机质，特别是腐植煤类，含氧官能团丰富，在热降解过程中CO2的产率相当高，因此这一作用常常是CO2的重要来源。这种成因的CO2在有机质热演化过程中的深成阶段生成的量最大。整个反应过程大致为有机质在热降解过程中产生大的挥发性脂肪酸根离子，而这些酸根离子在热力作用下进一步通过加氢而生成大量的CO2，其反应方程为

(2)

该类型CO2的δ13C值同样较小，一般为-25‰～-15‰；氦的3He/4He为10-8数量级[52]。

(4)有机质裂解生成的CO2。Stolper等[54]均通过烃源岩加水裂解实验发现，烃源岩在250～360 ℃条件下经过许多复杂的化学反应可产生大量的CO2，其反应方程为

(3)

除此之外，在Barker等[53]的研究中，超深砂岩储层(3.048～12.192 km)天然气组分中CO2占有很重要的比重。这些研究证明了有机质在有水或无水的环境下均能裂解生成大量的CO2。这类成因CO2的δ13C值一般为-15‰～-9‰，氦的3He/4He一般为10-8数量级[52]。

除了上述4种经典的有机成因CO2气之外，近年来的研究表明，有机质受硫酸盐热化学还原(thermochemical sulfate reduction)作用和细菌硫还原(bacterial sulfate reduction)作用也会产生大量的CO2，如中国四川盆地飞仙关组天然气和加拿大阿尔伯达盆地泥盆系尼斯库组天然气[55-56]中的部分CO2已被证实来源于硫酸盐热还原反应。

1.2 无机成因CO2

无机成因的二氧化碳是无机矿物或元素在各种化学作用中形成的[1,25,48]。目前已发现的无机成因CO2主要有以下几种赋存形式：CO2气藏，与有机成因烃类气藏伴生，以气苗形式与温泉或冷泉伴生[52]存在于岩石包裹体中。对于无机成因CO2类型的划分方案，中外不同学者持有不同的观点[25]，尤其是在碳酸盐热分解成因与岩石化学成因之间尚存一定的争议。但目前学术上达成共识的是无机成因包括地幔-岩浆成因和岩石化学成因[20]。其中地幔-岩浆成因CO2又可进一步分为上地幔岩浆脱气和中下地壳或消减带上地幔楔形体中的岩石熔融脱气。岩石化学成因包括碳酸盐岩热分解成因和岩石中的碳酸盐岩矿物的热分解成因。

(1)上地幔岩浆脱气。目前，地幔岩浆中挥发分组成主要通过3个方面进行研究：①对现代火山喷出气体的研究，中外一直不间断地对火山喷发的气体和流体进行监测[57-58]；②对火山岩中流体包裹体进行研究，火山岩包裹体提供岩浆系统喷发前的挥发分组成[59]；③火山岩热解所释放出的气体，在广大火山岩分布地区存在有巨大的CO2气源，完全可以将幔源流体中CO2作为无机成因气源来考虑。这些研究均表明了地幔岩浆含有大量的CO2，也间接证明了地幔深处形成的玄武岩可以分异CO2气，且岩浆的含气性随其类型和演化阶段而不同，然而并非所有的火山作用、岩浆作用都可形成CO2气藏，只有未脱气的地幔岩浆才能成为CO2气藏的有效气源[60]。比如中国东部裂谷盆地系中的CO2气田均属未脱气地幔岩浆脱气作用贡献的CO2生成的气田[4]。地幔岩浆脱气的主要成分是CO2，且形成的CO2在天然气中含量往往很高。

(2)中下地壳或消减带上地幔楔形体中的熔化岩石熔融脱气。这类CO2指地壳岩石和消减带岩石由于断裂、岩石内含水矿物脱水作用或超变质作用影响而引起固相岩石重新熔融形成岩浆(如花岗岩岩浆、花岗闪长岩岩浆、流纹岩岩浆、安山岩或英安岩的原生岩浆)，随后这些岩浆分异脱碳气产生CO2[4]。虽然这一作用形成的岩浆丰度与未脱气地幔岩浆相比较低，但朱岳年[1]认为其脱出气的组分主要是CO2。

(3)岩石化学成因(碳酸盐变质成因)。这类成因的CO2主要是由海相碳酸盐岩、碎屑岩中碳酸岩胶结物及泥岩中方解石受地层埋深、岩浆活动、异常高温及断裂活动增温影响而受变质作用或高温分解所产生的[24-25,61]。程有义[60]发现在有地下水参与时，碳酸盐岩很容易分解生成CO2，一般在70～220 ℃就可大量分解生成CO2。然而碳酸盐受热分解所需要的温度随压力的提高而提高，因此推测只有在深部高温岩浆与碳酸盐岩直接接触变质带内才可能有大量无机二氧化碳生成。除此之外，由于碎屑岩中碳酸岩胶结物及泥岩中方解石的形成环境特殊，生成温度较低，一般在成岩作用过程中，便可分解生成CO2[62]。这类CO2的形成与岩浆作用和动力作用密切相关。

目前，全球已发现的高含CO2天然气主要分布在岩浆和断裂活动十分频繁的环太平洋国家和地区。国外主要在日本、印度尼西亚、新西兰、菲律宾、越南、泰国、马来西亚、澳大利亚、墨西哥、美国和加拿大等均发现了高含CO2的天然气气田(藏)群(带)，如匈牙利Pannonia盆地、澳大利亚Cooper-Eromanga盆地、北海维京地堑南部、ValVerde前陆盆地、美国科罗拉多高原的Bravo穹窿CO2气田、McElmo穹窿CO2气田和澳大利亚Otway盆地Ladbroke Grove天然气田等[24-25,63-64]。而中国CO2气田(藏)主要分布在东部陆上裂谷盆地与东海及南海北部大陆架边缘盆地[22-23]，包括松辽盆地、渤海湾盆地、东海盆地、内蒙古商都盆地、海拉尔-塔木察格盆地、苏北盆地、三水盆地、珠江口盆地、莺歌海盆地、琼东南盆地以及北部湾盆地福山凹陷等[65-66]，近年来，在青藏高原冻土区也发现了无机成因CO2气藏[67]。这些CO2气藏的成因绝大多数为幔源-岩浆成因，混有部分有机成因和(或)壳源无机成因气[21,25]，通过搜集中国CO2气藏大量的地球化学资料，完全可以证实这一点，如表1所示。

2 CO2气藏成因判别方法

关于CO2气藏成因的判别，中外学者应用气体地质地球化学、同位素地球化学方法做了大量的工作，形成了比较可行的判别方法和判别指标，如表2所示[24-27]。CO2在形成过程中继承了其母源物质及形成时的地质地球化学信息，根据天然气中稀有气体丰度及同位素比值等地球化学方法并结合天然气成藏地质条件，可以综合判定CO2的成因。从这些研究成果来看，CO2成因的判据主要有以下几种。

表1 中国东部CO2气田(藏)地球化学待征[24-25]

表2 CO2成因判别指标

2.1 CO2组分及碳同位素特征

不同成因的天然气中CO2组分具有显著的特征，CO2含量是目前最简便、最直接的判别指标，戴金星[24]在对大量资料分析的基础上提出当CO2含量大于60%时是无机成因的；含量在15%～60%时主要是无机成因的，部分是有机成因和无机成因混合成因；含量小于15%时则无机成因、有机成因和混合成因的皆有。同时δ13CCO2是一种鉴别有机成因和无机成因CO2的有效指标。Baker等[21]认为幔源成因CO2的δ13C为-7‰～-4‰，Ⅲ型干酪根降解形成CO2的δ13C为-25‰～-10‰，而碳酸盐岩接触变质成因CO2的δ13C为-2‰～2‰；当前较为公认的划分标准是：有机成因CO2的δ13CCO2<-10‰，主要分布在-30‰～-10‰；无机成因δ13CCO2>-8 ‰，主要在-8‰～3‰。无机成因CO2中，由碳酸盐岩变质成因CO2的δ13CCO2接近于碳酸盐岩的δ13C在0±3‰；火山-岩浆成因和幔源CO2的δ13CCO2大多在-6%±2‰[24-25]。这套方案被大量学者所接受[28,68]。

2.2 碳同位素系列

Dai等[27]认为有机成因烷烃气具有随分子中碳数增大碳同位素随之变重的正碳同位素系列特征，即δ13C1<δ13C2<δ13C3<δ13C4特征，而无机成因烷烃气具有与有机成因碳同位素相反的变轻的负碳同位素特征，即δ13C1>δ13C2>δ13C3>δ13C4特征。

2.3 稀有气体

关于地幔流体以及地幔脱气所形成的CO2气藏涉及稀有气体的研究，中外进行了一系列的报道[69-72]。其中He在惰性气体中具有含量最微、无机成因、最易扩散与渗透和性质稳定等特点，成为判识幔源气体最灵敏、也是最理想的地球化学示踪指示[23,72]。

氦气都是无机成因的，有3He和4He两种同位素，分别代表壳源成因和幔源成因[24-25]。Mamyrin等[73]指出，如果有地壳深部流体的加入，天然气3He/4He值会明显增大。因此该比值可作为天然气鉴别的重要依据，通常以1.4×10-6、2×10-8和1.1×10-5分别表示大气来源、壳源和幔源的氦[23]。Ozima等[72]则进一步认为上地幔或MORB端元值为1.1×10-5(8～8.5Ra)；下地幔或地幔柱中大于8～8.5Ra。通常也可以用样品氦同位素(R)与空气氦同位素(Ra)比值(R/Ra)进行判别，一般来说，岩浆-幔源成因的R/Ra>2.5[74]，壳源的R/Ra通常低于1，1

Hem=100(Rs-Rc)/(Rm-Rc)×100%

(4)

式(4)中：Hem为He气中幔源He所占的份额；Rs为气样中3He/4He比值；Rc为壳源中3He/4He比值；Rm为幔源3He/4He比值。

除此之外，氩是另一种具有示踪意义的稀有气体元素。壳源氩具有随气源岩时代变老，40Ar/36Ar值增大的特征[22-23]。上地幔的40Ar/36Ar比值一般认为在2 000～10 000，与时代较老的地壳岩石中的40Ar/36Ar值有一定的重叠范围。而Mamyrin等[73]认为40Ar/36Ar比值一般大于20 000。然而放射性成因氩和地幔氩同时具有高40Ar/36Ar的特点，仅根据40Ar/36Ar值无法对两者进行较好的区分，这时应结合其他鉴别指标做进一步的判定。放射性4He/40Ar*值也可作为一种地球化学示踪剂用来鉴定天然气中放射性成因稀有气体的气源岩石。不同环境的放射性4He/40Ar比值不同：大气中4He/40Ar*比值为5.8×10-3，地壳岩石4He/40Ar*值大约为4.92，上地幔岩石的4He/40Ar*值约为2[72]。

2.4 CO2/3He

CO2/3He是流体来源与成因示踪的重要地球化学指标，对天然气中CO2的成因判别有重大的意义。全球范围内洋中脊玄武岩中气泡的气体成分具有非常显著的特征，其CO2/3He值的分布范围主要在1×109～1×1010，代表了幔源岩浆成因的CO2气藏[24-25]。Ballentine等[75]对西德克萨斯Permian盆地JM-Brown Basset气田的3He/CO2、δ13CCO2进行了分析，结果表明，来源于洋中脊岩浆流体的CO2/3He值分布范围很窄，为(4.1～6.2)×109，而壳源型流体的值为105～1013，CO2/3He值随CO2含量变化而变化。其他学者从不同的角度对不同构造环境中幔源气体的CO2/3He比率进行了大量研究，得出基本一致的结论，幔源气体在脱离玄武岩浆时具有稳定的CO2/3He比率，为2×109～7×109[13]。Van Soest等[76]认为壳源碳酸盐岩受热分解产生的CO2加入会使CO2/3He升高，因此CO2/3He远大于1010。然而壳源CO2的加入或幔源CO2的消耗都会改变CO2/3He比值[77]，仅根据CO2/3He判断CO2成因存在一定的误差，因此，许多学者利用CO2/3He与R/Ra体系来判识高浓度CO2成因与类型，并取得很好的效果。

CO2碳同位素组成、CO2含量以及伴生甲烷同系物的碳同位素系列是目前判识其成因与来源的直接地球化学指标，可以有效地区分有机成因和无机成因两大类CO2，但对更具体的母源区的判别还要依靠稀有气体、CO2/3He等CO2指标。

2.5 综合鉴别法

在研究过程中，仅仅是根据单一的CO2组分含量、CO2碳同位素以及伴生氦同位素比值等地球化学指标，常常让最终的判定结果存在多解性，因此中外众多学者将这些指标进行组合配套，采用多个鉴定指标共同约束来确定CO2成因，并建立了各种CO2成因鉴别图版。

戴金星等[25]根据中国不同成因的212个气样及澳大利亚、泰国、新西兰、菲律宾、加拿大、俄罗斯100多个样品的CO2组分和碳同位素组成数据资料，编制了有机和无机二氧化碳鉴别图版，如图1所示。宋岩等[48]在前人研究的基础上，绘制了CO2同位素与R/Ra之间的关系图版，如图2所示，分别以R/Ra=1以及R/Ra=2为界将CO2划分为壳源区、壳源过渡区以及幔源区，而壳源型成因区可依据δ13CCO2=-8‰为界，将其进一步划分为壳源型岩石化学(无机)成因CO2和壳源型有机成因CO2两个类型。

图1 有机和无机二氧化碳鉴别图版[25]Fig.1 Identification chart of organic and inorganic carbon dioxide[25]

图2 CO2同位素与R/Ra之间的关系图版[48]Fig.2 Diagram of relationship between CO2 isotope and R/Ra[48]

Ballentine等[75]建立的CO2含量与CO2/3He比值关系图可以很好地将壳源碳酸盐岩热解成因CO2与幔源岩浆成因CO2区分开。陈红汉等[77]在珠江口盆地和莺歌海盆地CO2成因的研究中利用δ13CCO2与CO2/3He关系图不仅有效地鉴别了幔源以及壳源成因的CO2，还能判断出幔源CO2是否被消耗。除此之外，典型稀有气体端元的3He/4He与40Ar/36Ar双对数关系图[25]、3He/4He与4He/20Ne双对数相关图[65]也可以有效地判别CO2成因。

3 CO2成藏主控因素

综观无机CO2气田(藏)在全球的分布情况及地质、地球化学背景，可以发现CO2分布具有一定的规律[24-25]：CO2生成带大多与火山岩活动带一致；CO2气藏通常分布在深大断裂附近，断裂交汇部位；富含CO2气藏通常分布在大地热流值较高的区域；富含CO2天然气聚集区与地热流值较大和地温梯度较高的碳酸盐岩分布区有关；富含CO2的天然气也往往聚集于含煤盆地；CO2气藏主要形成于中、新生代；CO2的储集岩主要是海相灰岩，其次是砂岩；幔源成因CO2气田(藏)与氦同位素比值(R/Ra)正异常具有密切的对应关系。

总体来说，高地温场、深大断裂格局和岩浆活动是CO2气运聚成藏最重要、最直接的三大主控因素。

3.1 地热活动

高热-构造区是无机成因气发育的有利区域，一个盆地或地区的热状态是深部物质浅部入侵状态的直接反映，是量度无机成因气是否发育的一个标志[25]。地热梯度和大地热流值均是地温场的表征值。研究表明，热流值大于1.3 HFU(1 HFU=41.868 mW/m2)、地温梯度大于2.5 ℃/100 m的高热流区是无机成因天然气形成的有利场所[78-79]。众多学者针对陆区热流进行了研究，搜集了中国部分典型CO2气藏的热流数据，松辽盆地热流值为70 mW/m2，渤海湾盆地为67 mW/m2，苏北盆地为72 mW/m2，三水盆地为80 mW/m2，东海盆地为72.27 mW/m2，珠江口盆地为67.77 mW/m2，莺歌海盆地高达84.1 mW/m2[19,80]。可以看到这些盆地的热流分布与CO2气藏的区域展布具有良好的相关型，CO2气田(藏)均分布于热流值均值大于60 mW/m2的盆地中。

3.2 断层活动

众多学者认为断裂为CO2气藏的形成提供了运移通道和储集空间，断层活动为地幔脱气提供动力，断层和CO2气藏的时空分布与成因关系已有不少研究和共识[1,61]。无机成因CO2气特别是幔源-岩浆气的形成与分布主要受控于断裂，断裂相交的位置更是高纯度幔源型CO2气藏发育的有利区。但不是所有断裂附近都可发现CO2气藏，只有存在能作为地球脱气口和岩浆通道的断裂，以及能产生大量构造热，致使碳酸盐岩或碳酸盐矿物发生变质反应，并具有圈闭能力的断裂，才有可能形成CO2气藏，具有这样功能的断裂即为气源断裂[1]。朱岳年[1]认为CO2的生成、运移、聚集和保存等整个成藏过程均受气源断裂体系的控制。

研究表明，断裂带特别是向深部具有良好贯通性和开启性好的断裂，对于无机成因气的释放，运移和生成有多种功能。一方面，深大断裂是幔源岩浆上升的有利通道，而且也是幔源气体的运移通道。按照断裂规模以及切割深度，深大断裂又可划分为岩石圈断裂、壳断裂、基底断裂[81]。不同级别的断裂控制了盆地内CO2气田(藏)的形成与分布。国外学者对深大断裂对幔源CO2释放作用的研究主要集中在一些多地震和火山活动的国家，如环太平洋的美国、日本、俄罗斯、新西兰等。在全球范围，特别是在环太平洋及亚欧地震带内。高含CO2气藏或气苗的分布与深大断裂关系密切[1]，亚利桑那黑弥撒盆地的CO2气田中的CO2就是来源于沿北西向断层运移来的深部火山岩浆。中国东部松辽盆地、渤海湾盆地、苏北盆地、三水盆地和南海北部大陆架边缘盆地等均发现了高含CO2的天然气藏[42,78-79]，且大都为岩浆幔源成因，这些CO2气藏的聚集大都与断层或岩脉伴生。一般来说，长期持续活动的断裂更有利于CO2的向上运移，但对于幔源CO2来说，规模较大的基底断裂若是沟通了深部CO2储集库，即使晚期不活动，通过深部蠕滑作用均能成为CO2的运聚通道。另一方面，断裂产生的热效应会使得碳酸盐岩发生分解产生壳源无机成因CO2。压性或压扭性断裂具增温效应，一种是断裂活动的机械生热，另一种是动力学剪切生热，地震活动时剪切热可以在断裂面产生上千度高温，这可能是碳酸盐岩变质分解产生CO2气的根本原因[61]。比如中国东部莺歌海盆地已被证实存在这一机理释放的壳源无机成因CO2。

3.3 岩浆活动

CO2气田(藏)的形成和分布与火山活动密切有关。世界上已发现的CO2气藏大都分布在历史上或现代的火山活动地带，比如著名的墨西哥坦皮哥、美国洛基山东麓、意大利西西里岛和中国的东部中-新生代陆相盆地发现的高含CO2气藏区，均是岩浆活动区[52]。总结前人研究发现，CO2气藏与火山活动的关系表现在以下几个方面。

(1)岩浆活动为无机成因CO2气的形成创造了物质条件。火成岩岩浆活动是CO2气藏重要的气源，一次岩浆的侵入或喷出实际上是一次CO2气的成气或生气高峰期[81]。地幔类型、岩浆类型以及火山活动时期均会对CO2的释放造成一定的影响不同的地幔所形成的岩浆，其含气量是不一样的。研究表明，地幔有两个不同性质的储气库：一个是以洋中脊玄武岩为代表组分的已脱气的地幔(the degassed mantle，DM)，相当于上地幔，其挥发组分分异较大；另一个是以美国夏威夷Loihi海山喷溢型玄武岩为代表组分的未脱气的地幔(the undegassed mantle，UM)，相当于下地幔，其挥发组分分异较小。一般来说，未脱气地幔更有益于CO2的富集[82]；对大量的不同成分岩浆岩包裹体分析表明，无论是基性还是酸性岩浆中的挥发组分均以H2O和CO2为主。但岩浆类型不同，CO2含量具有明显区别。实验表明，超基性与基性岩浆CO2含量比酸性岩浆高[83]。

(2)火山活动可为CO2提供储集空间以及运移通道。岩浆是无机幔源CO2的气源载体，构造活动，特别是断裂活动则为岩浆的上移和喷发提供了有利条件。CO2气从岩浆中释放的速度取决于岩浆就位的方式、冷凝结晶的时间等。火山岩通道相、次火山岩相和浅成侵入相是CO2释放和聚集的有利单元，尤其是岩浆浅层侵入通过扩散作用释放气体的量更大，是主要的脱气方式[84]。

(3)火山活动为岩石变质提供了热源。在岩浆侵位过程中，由于岩浆的高温以及岩浆中携带的巨大热能的影响，可以使岩石发生变质，如果围岩是碳酸盐岩，则会使碳酸盐岩发生分解而产生CO2。此外，在某些情况下岩浆岩也可以作为气藏的盖层存在，因而岩浆活动在CO2气的迁移和圈闭过程中起着重要的作用。

除了上述几个主控因素之外，不同地区无机CO2气藏的形成可能还有一些其他特定的地质因素。比如中国南海北部莺歌海盆地CO2气藏及含CO2油气藏中的CO2，属于壳源型及壳幔混合型成因，主要受控于泥底辟热流体晚期分层分块多期的局部上侵活动与沉积巨厚海相含钙砂泥岩的物理化学作用[49]；此外，雷川等[85]也认为珠江口盆地白云凹陷泥底辟构造对于CO2分布具有一定的控制作用。

4 CO2脱气模式

通过大量的调研发现，关于幔源CO2如何穿过中下地壳并最终进入盆地地层中聚集成藏的问题，前人多有探讨[78-79,86-87]，但对壳源型CO2的研究甚少，因此仅对幔源CO2的脱气模式进行了总结。深部地质研究表明，热流底辟体、莫霍面之上的岩浆底垫体、中上地壳的岩浆囊和盆地内的火山岩成为幔源CO2的有利气源体[87]。在运聚通道条件方面，除了地壳中发育的“网状”结构、拆离断层[88]，以及部分沟通幔源气源体的深大断裂之外，早期的古火山通道由于裂缝发育，也可作为后期幔源气体的有利运聚通道。不同的“气源体”，由于其赋存的地质条件和演化过程不同，脱气的方式、脱气量、脱出程度也大不相同。同时由于二氧化碳和甲烷的热力学稳定性的差异，使地球内部无机成因气有2种组合类型：一是在较高氧逸度下以二氧化碳气为主(软流圈之上)；另一种是在较低氧逸度下以甲烷为主(软流圈之下)[24-25]。因此，不同的脱气模式脱出的气体类型也不同。一般认为，幔源CO2具有以下几种脱气模式。

(1)地幔物质沿岩石圈断裂直接脱气模式。这种成因的气体是由地幔中的气体或挥发分发生脱气作用，沿开启性深断裂(超岩石圈断裂)向浅部的直接排放，遇到盖层阻隔成藏[图3(a)][78-79]。深大断裂既可以是拗陷的边界断裂，也可以是坳陷内的长期活动的结果。直接和地幔沟通的深大断裂沟通了盆地基底和盖层之间的动力联系，可以成为深源岩浆和CO2气体直接上升的通道。但是在这种模式中，由于断裂输导天然气的速度较高，大部分甲烷来不及被氧化消耗，脱出的气体仍含有大量的甲烷，因而该模式是无机烃气主要的来源[78]。中国典型的郯庐深大断裂活动期长、规模巨大，不仅为中国东部火山岩浆活动及深部CO2气提供了向浅部运移的通道，而且严格控制了幔源CO2气藏及其他热液矿床的分布富集[88]。

(2)热流底辟体脱气模式。热流底辟体是由于上地幔发生了部分熔融作用，从上地幔部分熔融后分离出的“流体相”在下地壳或上地壳的下部聚集形成初期的岩浆体。向上运移过程中由于温度和压力降低，底辟岩浆发生脱气作用，大部分CH4和H2损失，最终脱出的气体以CO2为主。脱出的天然气充注到邻近的储集层中可直接形成气藏，也可沿其他断裂或古火山通道继续向上运移再聚集成藏[图3(b)][78-79]。松辽盆地热流底辟体分布广泛，其顶部储存的CO2气是幔源CO2气的重要气源之一。

图3 幔源CO2气源脱气示意图[90]Fig.3 Degassing diagram of mantle derived CO2 source[90]

(3)壳内岩浆房-基底断裂组合脱气模式。这种模式是指幔源气以壳内低速高导层作为中继站，随后沿上地壳网状拆离带迂回曲折呈“之”字形向上运移至盆地基底，经大断裂垂向运移至盆地内部释放[图3(c)][78]。深部地质的研究结果表明，地幔隆起使地壳发生拉伸减薄并进一步形成下地壳断裂，随后幔源岩浆及各种挥发组分通过断裂上升，并在地壳形成幔源岩浆及慢源岩浆气的库体，或称为岩浆房。这些低速体都是富含CO2等挥发份的岩浆热液，是幔源CO2的主要气源体。

(4)火山岩吸附气后期脱气。通常认为喷出岩对CO2气藏的贡献是非常有限的，但是火山岩吸附气测试分析研究表明各种火山岩都是CO2重要的气源物质。与幔源岩浆气源相比，火山岩气源释放的CO2气最初同样来自幔源，但其脱气模式有所差异。这种模式强调的是岩浆喷出地表后冷凝形成的火山岩吸附或封存部分幔源CO2气，这些吸附CO2气在后期再释放而聚集成藏[89]。

5 展望

尽管CO2气在地壳浅层运聚成藏与常规的烃气相似，都要求有丰富的源、储层、圈闭、输导系统和盖层，但在成因或来源上与烃气有天壤之别。对于CO2气藏的研究已取得大量的研究进展，但研究也存在一定问题与不足。认为仍需从以下2个方面对其进行深入的探索与应用。

(1)CO2流体与油气成藏的耦合性。何家雄等[49]根据纯CO2气藏、含CO2油藏、含油CO2气藏和油藏的分布规律，确定南海北部大陆边缘盆地的幔源CO2将原油驱替出圈闭溢出点，并促使油气在附近有利区圈闭形成新的油藏或油气藏。殷红[90]通过对CO2气田中烃类组分分析以及与美国麦卡伦CO2油气田类比，推断黄桥CO2气藏可能是一个带油环的CO2凝析气藏，并依此预测出新的原油富集区。这些学者均提出了地球深部的CO2流体对油气的运移和聚集起到了很大的作用，但针对CO2如何影响油气运移成藏还没有一个准确且具体的答案。因此今后应加强CO2与其他流体的相互作用的研究工作。

(2)壳源以及壳幔混合型CO2的脱气模式。针对幔源CO2的脱气模式，前人已进行了系统的总结[87]，但对于壳源型以及幔源型CO2脱气模式的研究相对比较薄弱。在中国南海北部边缘的莺歌海盆地以及松辽盆地等区域均发现了壳源型CO2的存在，只有明确这类CO2的释放机理、脱气模式，才能让CO2运移成藏方面的研究更完善。