历经五十多年的油气勘探，尽管未展开专门针对无机气的勘探，但在松辽盆地业已广泛发现高纯CO2气藏、含烃类的CO2气藏及富含CO2、N2或H2的烃类气藏、高含He、Ar的气藏等与岩石圈无机作用密切相关的无机气藏，其中的CO2、N：或H2、He、Ar已经碳同位素分析证实为无机成因，其既有源于深部富含无机天然气的火山岩及深部热流体对壳内物质和放射性物质萃取的产物，也有源于与壳内火山岩对碳酸盐岩热烘烤作用形成的CO2。与无机气共生的烃类气体，则既有源于陆相高演化烃源岩的有机成因CH4，也有被认为是源于深部的无机成因CH4（戴金星，1997）。

（一）无机成因CO2气藏及识别标志

松辽盆地已发现最为广泛的是无机成因CO2气藏。早在20世纪70年代末，在盆地南部的德惠凹陷泉头组地层中发现了著名的万金塔CO2气藏。1988年在盆地北部齐家古龙坳陷南部的Yin80井的泉头组地层中发现了高含CO2油气层（CO2含量43.22%）。1997年在盆地北部徐家围子断陷昌德地区的FaS9井中发现了高纯CO2气藏。目前，已经在徐家围子、长岭、乾安、德惠等断陷中发现了二十多个高含CO2的（油）气藏。如此众多的显示，从一个侧面反映松辽盆地具有巨大的无机成因气资源。

关于CO2气的成因有多种认识：①有机成因的CO2气，即在生物菌解过程中形成；②已有的碳酸盐岩在后期热作用过程中脱气产生CO2气；③岩浆活动过程中从岩浆热液中释放出的CO2；④从无机成烃的角度来看，即地球内部的无机烃类物质在向地表扩散过程中被氧化而形成的CO2气。

就松辽盆地勘探所发现的CO，气组分特征上看，大多具有无机成因特征，无机成因CO2易于识别。松辽盆地的（油）气藏中CO2含量一般达到10%～98.5%，当CO2含量小于10%时，一般以有机成因CO2占据主导，其 。当CO2含量介于10%～40%时，即认为混有较高比例的无机成因CO2，其CO2的碳同位素值 。当CO2含量大于95%时，为高纯CO2气藏，以无机成因CO2占主导，其CO2的碳同位素值 ，属典型的幔源无机成因CO，。

在盆地南部的长岭、乾安、德惠等断陷，CO2含量较高（10.11%～35.53%）的主要分布于腰英台，小合隆、红岗地区。含量更高一些的主要分布于乾安、孤店、万金塔地区，泉一—四段及营城组CO2含量高达57.21%～99.02%。纯CO2气藏主要有G34、G42井区，长岭断陷达尔罕D2、DB11井区及乾安ChaS2井区、万金塔气田，CO2混合油气藏主要分布于孤店油气田G7井区和乾安油气田QS11 井区的扶余油层。

松辽盆地南部在地质历史时期经历了多次强烈的构造运动和火山活动，基底断裂发育。目前，该区除已发现万金塔CO2气田外，在钻井和煤田中多处发现高含CO2的不同产状的天然气。乾安地区QS1、QS2、QS8、QS10井和孤店地区G6、G7、G8井泉三、四段见高含量CO2气，含量可达80%以上.G12井测试获日产CO2气44.18m3。营城煤田Yi5、Yi9井曾发生二氧化碳突出，突出点为砂岩与酸性火山岩（流纹岩）接触带，气体中二氧化碳含量高达93%～96%。红岗地区Ho7、Ho119井在高台子层见有较高含量的二氧化碳（表3-5）。

松辽盆地为我国主要含油气盆地之一，侏罗系、白垩系沉积岩有机质丰富，可以形成大量有机成因的天然气（杨继良、张淑英，1990；徐树宝等，1991；窦立荣等，1991），其中包括少量有机成因的CO2，这些油气运移聚集在圈闭中，形成油气田。表33-6为松辽盆地南部各类有机成因天然气组分和碳同位素特征表，其中CO2含量仅为0.07%～2.84%，由此可见，万金塔、孤店、乾安等地高含量的CO2不可能是有机成因的。

表3-5 松辽盆地南部高含二氧化碳井的天然气地球化学数据表

松辽盆地南部地区存在着深部高CO2无机成因气源和浅部富烃有机成因气源。深浅两种不同成因、不同组成的天然气经过运移、聚集，在横向上与不同地质条件的构造或储集层中形成各种复杂的匹配组合，或形成以无机成因CO2为主、混有少量有机成因烃类气的气藏，如万金塔CO2气藏（田），或形成以有机成因烃类气为主、混有少量无机成因CO2气的（油）气藏，如红岗、乾安油气藏（田）。深浅两种不同成因、不同组成的天然气在纵向上表现出由浅至深，CO2含量逐渐增加，烷烃气含量逐渐减少的特征，例如W 2井气层深度由785m 增至863.4m,CO2含量由57.79%增加到99.77，%甲烷含量由34.56%减少到0.14%;W5井气层深度由806m 增至1072m,CO2含量由82.49%增加到99.48%，甲烷含量由7.98%减少到0.13%～0.52%;H07井气层由1448.8m 增至1537.8m,CO2含量由13.41%增加到35.37%，甲烷含量由70.20%减少到59.90%。天然气组分在纵向上分布的差异性，是各种气体组分具有不同气源供给的直接反映，示踪了气体组分气的运移方向，是探索气源及其成因的一个重要科学信息。

万金塔、孤店、乾安、红岗等气藏或油气藏的CO2碳同位素具有以下特点（表3-5，表3-6）：

表3-6 松辽盆地南部天然气组分和碳同位素数据表

（1）CO2碳同位素明显偏重，例如万金塔气田CO2碳同位素值 为－4.04‰～8.03‰；孤店地区G7井和G9井 分别为－9 76‰和－8.44‰.乾安地区QS8井和QS10井 分别为－3.926‰和－3 732‰；红岗地区Ho7井和Ho35井 分别为－2.646‰和－3.72‰，均大于－10‰。而松辽盆地南部有机成因的天然气，如红岗构造的生物气、新北和木头油田的油型气及梨树地区的煤成气，其 较轻，都小于 l（0‰ 表3-6）。图3-56为松辽盆地南部不同成因CO2含量和碳同位素关系图，图中以 为界，大致分为两个区域，万金塔、孤信、乾安、红岗等高含CO2的天然气基本都落在I区，即 ，具有无机成因CO2的特征。但是 并不是有机成因CO2和无机成因CO2的绝对界线值，特别是对于松辽盆地南部具有有机成因和无机成因CO2形成的双重有利地质条件的地区来说，也会形成两种成因气的混合，有机成因CO2和无机成因CO2之间的混合随地质条件不同而异，主要取决于两者气源及成气丰度或强度，混合后的 值随两种CO2混合量的不同而发生变化，由此构成了下述CO2碳同位素的第二个特征。

（2）在同一构造或小区内，随CO2含量的减少， 一般逐渐变轻。由于在有机成因和无机成因混合气藏中，往往存在有两种成因CO2的此长彼减过程，在CO2含量较高的气层，有机成因CO2所占的比例甚微，其 值基本反映无机成因CO2的特征。随CO2含量的减少，通常有机成因CO2所占的比例相应增加，因此，反映在 值上则变轻。例如，乾安地区CO2含量为85.55%和80.73%时，其 值为－3.926‰和－3.732‰；CO2含量为7.46%和6.49%时，其 值减小到－15.40‰。此外，红岗地区CO2碳同位素也有此类特征（图3-56）。由于不同成因CO2的混合比例与其 值有一定的内在联系，因此，可利用 值大致估算同一构造或小区内有机成因和无机成因CO2所占的比例，其公式为：

松辽盆地长岭断陷火山岩复式成油气系统

其中Q有为有机成因CO2相对含量， 。在应

松辽盆地长岭断陷火山岩复式成油气系统

Ⅰ—无机成因区；Ⅱ—有机成因区

在盆地北部的徐家围子断陷，也广泛发育无机成因CO2气藏。其中，昌德地区发育昌德东CO2气藏，在徐中断隆带则以发育富含CO2的天然气藏为主（表3-7）。昌德东气藏的FaS9、FaS7、FaS6井CO2气碳同位素值为－4.06‰～－6.61‰，明显较松辽盆地油型气碳同位素值高（－11.45‰～－21.65‰）。将其投到宋岩（1997）的CO2组分含量及其碳同位素值双因素图上（图3-57），落入无机成因区。据国外CO2气研究成果，无机幔源成因CO2气碳同位素值主要分布在－4‰～－8‰，碳酸盐岩热解CO2气碳同位素值多在－3.5‰～3.5‰（Pankina等，1978），变质成因CO，气碳同位素值可偏轻，如四川甘孜变质成因CO2气碳同位素值为－4.77‰～2.9‰。因此盆地深层CO2气应为无机成因。

表3-7 松北徐家围子断陷昌德东气藏气体组分分析数据表

3-57 CO2组分含量及其碳同位素值双因素图

（二）无机成因He气藏

在松辽盆地浅层已发现大量的He气藏，其北部有30多口井见到高含He，在昌德地区FaS9井CO2的产气层中发现He的最高含量达2.743%，汪家屯地区Wa9-12井泉一段地层中也见到了He含量高达2.104%。此外，在升平、宋站以及朝阳沟地区也见到了He含量大于0.1%异常。在松南的长岭断陷腰英台地区，同样发现了高含He异常，YS1的登娄库组含氦量可达2.63%。以徐家围子断陷幔源成因He气分布范围最广。

3He/4He成分在不同成因环境下具有显著差异。壳源成因氦气3He/4He值为11×10-8，幔源成因的氦气3He/H4e值为（1.1～11）×10-4。上地幔成因氦的N（3He）/N（4He）的正常值为1.2×10-5，地壳中放射性成因氦的N（3He）/N（4He）为10.7～10.9，典型值为（1～3）×10-8，大气的N（3He）/N（4He）为1.4×10-6。R/Ra值是衡量其成因的主要指标，其中Ra是大气的N（3He）/N（4He）值，为14×10-6,R为某氦气的N（3He）/N（4He）值。一个盆地或地区如果R/Ra值大于1，则以无机成因气为主。

徐家围子断陷FaS9井2个井段天然气中氦同位素N（3He）/N（4He）分别为3.9×10-6和4.5×10-6,R/Ra分别为2.79和3.00。FaS5井和FaS7井分别为1.53×10-6和1.59×10-6,R/Ra值均大于1。松辽盆地的北缘五大连池火山气体中氦的同位素N（3He）/N（4He）变化范围在（1.46～4.55）×10-6之间，与徐家围子断陷无机气中的氦同位素值相似。由此推断昌德东CO2气藏为幔源岩浆成因气。

松辽盆地南部万金塔及其他高含CO2天然气的氦同位素中普遍高含3He表3-8），3He/4He值为（3.16±0.09）×10-6～（6.94±0.20）×10-6，它与空气氦同位素的比值R/Ra为2.26～4.96。由于幔源3He的不断加入，本区高含二氧化碳天然气中的R/Ra＞1。根据天然气中共生组分在成因上与气源的亲缘关系推断3He的大量加人从一方面说明二氧化碳主要来源于地幔。

（三）其他无机成因气

高氮天然气藏与深大断裂或新生代火山活动关系密切。岩浆岩中N的δ15N为30‰～＋30‰，地幔来源的N，其δ15N为5‰～＋15‰。大陆有机质的N，其δ15N值分布范围为17‰～＋30‰,天然气中低浓度氮的δ15N值也分布于这个范围内，因此，天然气中低含量氮主要源于沉积有机质。

表3-8 松辽盆地南部高含CO2天然气氦同位素特征

徐家围子地区N2的含量在0.137%～99.51%之间，平均为9.03%,N2气含量小于10%的，约占80%，氮气含量大于80%的仅占4%，因此大多数与烷烃气伴生的氮气为有机成因。少数气样氮气含量达到了90%以上，而且N2的含量随深度增加有增加的趋势，高含量的氮气大多与早白垩纪的火山岩地层相伴生，分布于深断裂附近，这些N2很可能与CO2一样是幔源成因的天然气。FaS4井天然气中δ15N值为6.2‰，与地幔来源的氮的δ15N值一致。天然气中的N2可能有相当一部分来源于地球深部。

徐家围子地区部分气样中出现含H2异常。H2虽然也是天然气中常见的组分，但在烃气中它的含量很少超过3%。H2的来源有以下原因：①岩石中分散有机质的转化（干酪根在缩聚过程中能释放出氢）；②水的高温分解或放射性分解。H2是十分活跃的气体，它的存在说明氢气的生成作用正在进行或来源于深部。徐家围子地区H2的含量一般小于1%，平均为0.5%。但少数气样H2含量大于5%，最大可达39.55%（FaS4井）。如此高含量的H2可能与无机成因有关。在沉积岩中有机碳一般并不贫乏，然而生成甲烷需要数量4倍于碳的氢，氢的来源常常不足，成为制约天然气生成的主要因素。因此徐家围子地区发现高含量的氢，无疑会对天然气的生成起促进作用，它可能会使天然气储量超过预测的资源量。

CO的含量一般很低，但在一些气样中含量较高，最高可达23%。CO可能与H2还原CO2有关，采样分析发现，只要有CO出现的样品也一定存在H2，说明H2是CO 形成的必要条件。

松辽盆地南部CO2气藏中还伴生有较多的H2S气体（4.55%,QS2井）。从分布层位看，乾安泉四段产气层地层温度在80℃以上，烃类脱硫细菌很难生存，故H2S很可能来源于深部热流体。目前钻探已证实在乾安地区青三段有玄武岩存在（Q 124井），因此CO2应主要来源于深部幔源。

天然气的成因类型及鉴别

松辽盆地深层广泛发育无机成因CO2,CO2与CH4混合成因气，由于该区紧邻松辽、辽河等大油区，又是我国的工业重镇，无机成因天然气在该区具有极广泛的应用前景.CO2可大量用于油田二次、三次采油，大大提高油气田采收率。同时，可广泛应用于汽车、材料、制造、医药、食品、高效农业等。可燃天然气则可大大弥补该区对天然气的巨大需求缺口。He则是广泛用于高能物理的具有极高经济价值的稀有气体，因此必须加大力度勘探无机成因天然气。目前该区的无机成因天然气勘探技术已经比较成熟，有利勘探目标很多。

（一）大中型无机成因气藏勘探方向

松辽盆地形成大中型无机成因气藏的主要条件是：1）与火山活动相关的无机成因气体十分丰富，确保有充裕的无机成因气源；②有良好的无机成因供气通道；③发育有利的无机成因气藏的成藏组合，具有良好的区域封盖层系，又发育与封盖层系直接配套的有利火山岩、碎屑岩储集体；④在充足的无机气源附近发育大型有利圈闭群；⑤在无机气藏形成后，具有良好的保存条件，区域封盖条件未发生破坏，控制气藏的大断裂后期基本停止活动或活动性很弱。据此，松辽盆地大中型无机成因气藏的勘探方向：发育较大规模营城组—登娄库组沉积期火山活动区带。

如前所述，营城组 登娄库组火山活动的特殊性以及火山活动后的良好封盖条件，决定了泉头组、登娄库组、营城组沉积期是最主要的无机气成藏期。营城期—泉头组火山活动主要发育在松辽盆地中央的两条岩石圈深大断裂所夹持的区域，包括徐家围子、长岭、乾安、古龙、常家围子等断陷。在这些断陷中，洼陷间隆起带、NEE向—近EW 向鼻状隆起构造带，NNE向大型基底断裂控制的中央断垒带，陡坡与缓坡坡折带上的登娄库组—营城组火山岩体是最主要的勘探领域，其次是这些深大断裂与火山岩体周缘的各类圈闭。

由于无机成因气成藏对流体封 存条件的要求高，地壳深处的流体封存好、氧逸度低，有利于气体保存。深部层系的石炭 二叠系基岩中，常由于深部碳酸盐岩岩溶作用形成良好储层。同时无机气源充足，保存条件好，加之可获得中古生界海相残留烃的补给，也是发育大中型无机成因气藏的有利的层系。

在以往的勘探中，普遍未开展针对性勘探。因此，从无机成因气藏成藏特征出发，用新的思路评价有利区带，利用无机成因气藏有利圈闭评价技术，可以准备出一系列勘探目标。其次，应用新的勘探思路，对有利无机成因圈闭上的一部分探井，开展老井复查复试，也可以发现一批新成果。

为了发现更多的无机成因天然气藏，在存在深部圈闭的区带，开展针对性勘探，尤其是在已发现无机成因烃类显示和揭示存在低氧逸度环境的H2、CO、H2S等的区带及存在深部原生富含甲烷的火山岩区带，是重点开展无机成因烃类气藏勘探的有利区带。

（二）无机成因天然气目标勘探技术

1.利用重磁电勘探技术确定有利区带

无机成因天然气是深部火山活动及富含天然气深部热流体活动的产物，因此，预测出深部火山岩发育及构造活动区，就寻找到了重要的无机气有利分布区。利用1:5万、1.10万高精度重磁电勘探技术，可以预测出深大断裂、大型深部火山岩体等，可以圈出大片火山岩体及断裂构造比较发育的地区，这些地区即为无机成因气有利区带。

2.利用二维、三维地震勘探技术确定有利勘探目标

无机成因天然气的重要层位与部位特征，决定着应用地震勘探技术即可有效进行目标定位。松辽盆地无机成因气主要赋存在断陷深层及其上下地层之中，由于无机成因气的分布极为广泛，尤其在盆地的深部层系中广泛赋存，因此一般采用长排列地震采集技术，排列长度可达到4000～6000m，去有效探测地下3000～10000m地层发育及构造特征。

其次，由于深层无机成因气藏主要赋存在由基岩隆起构造和火山岩岩性、地层上倾尖灭控制的各类复合型圈闭之中，因此一般需要采用高精度三维地震勘探，达到有效地描述这些非常规隐蔽型圈闭的目的。

利用长排列高精度地震采集资料，可有效区别出火山岩的岩性、岩相、厚度变化，例如，酸性流纹岩与中性安山岩及玄武岩都有其各自独特的地震相特征，基性、中基性火山岩多以高频强振幅为特点，而酸性火山岩以中频中强振幅为特征，其中以营城组的大套流纹岩、流纹质凝灰岩分布最稳定，含无机成因天然气也最为普遍。含气与不含气的火山岩在地震相上也有明显差异，含气火山岩主要表现为低频强振幅，厚层块状火山岩气藏表现明显的“眼球”效应。在无机气藏的火山岩上方，在控气断裂上方的花状断裂系周缘，也会出现一系列低频强振幅、“眼球”效应的次生气藏显示，这也是深部发育无机气藏的重要判断依据。

应用二维、三维地震资料，当在同一圈闭上识别出深大断裂、洼陷间隆起带或NEE－近EW 向鼻状隆起带、发育巨厚的营城组流纹岩 流纹质凝灰岩，具有一系列地震含气异常信息时，也就评价出了有利的无机成因气藏勘探目标。

已知油气田上的水化学异常

(一)天然气的成因类型

天然气可分为烃类气和非烃类气两大类，在石油和天然气地质领域，天然气一般专指以含甲烷为主的可燃烃类气。烃类气又可分为两类:有机成因的和无机成因的，无机成因烃类泛指由无机质所形成的烃类气，如深源气等;有机成因烃类气是指那些由有机质通过细菌分解(生物成因气)、热分解(热解成因气)或煤化(煤系成因气)作用而形成的烃类气。M.Schoell(1980)将其作了更明确的界定:生物成因的天然气，C2+含量少于0.05%，成熟度小于0.6，它包括陆相(Bt)和海相(Bm)两种不同环境中形成的天然气。热成因的天然气包括与原油共生的潮湿型气体(T)，这种天然气C2+含量高于5，成熟度在0.6～1.2之间。另一种热成因的天然气为干燥型气体(TT)，C2+含量不会超过5%，多数小于1%，成熟度变化范围大，从0.8到3。按照Tissot等(1974)的意见，这类天然气可根据干酪根类型细分为:海相腐泥质(TTm)型和陆相腐殖质型(TTh)两类。除生物成因和热成因两大类外，还有一类介于两者之间的混合型(M)天然气(图14－5)。由陆相沉积环境腐殖型有机质形成的天然气，往往比由海相沉积环境腐泥型有机质形成的天然气更富含13C(两者的δ13C值相差12左右)，而且随着有机质成熟度的增加，不管是由腐殖型有机质还是由腐泥型有机质形成的天然气，它们的δ13C值都趋向增加(图14－6，图14－7)。

图14－5 天然气的成因类型分类(据Schoell，1980)

图14－6 天然气中含碳气体的碳同位素组成(据Deines，1980)

根据多源、多阶段成气理论，天然气成因分类的主要依据是生气有机质的类型、成气作用和有机质演化阶段。张士亚等(1994)把有机成因烃类气分为四大类(表14－1)，同时指出δ13C=－29‰是识别天然气源岩有机质母质类型的良好标志，而δ13C=－55‰则是识别天然气成气作用和有机质演化阶段的良好标志。张义纲等(1994)研究了天然气成因，他们根据δ13C值把天然气分为5种成因和12种气:①原生微生物成因(生物气);②原生热解成因(低熟、成熟、高熟的腐殖气和腐泥气);③表生菌解成因(油层、煤层菌解气);④后生半无机成因(热液烃气);⑤无机成因(深源气、高纯二氧化碳气)。

图14－7 海相腐泥质(TTm)和陆相腐殖质(TTh)母岩热成因甲烷的δD－δ13C关系图(据Schoell，1980)

表14－1 有机成因烃类气的分类

(据张士亚，1994)

(二)天然气成因类型的碳同位素界定

烷烃的碳同位素组成的一般特征(戴金星，1993)如下:

1.有机烷烃的碳同位素组成

1)有机烷烃气的δ13C值随成熟度(Ro)的增大而增高;

2)有机的同源同期甲烷及其同系物的δ13C值随烷烃分子中碳数的增大而增高;

3)由相同或相近成熟度源岩形成的煤成气甲烷，其δ13C值比油型气对应组分高;

4)甲烷及其同系物中的某些组分被细菌氧化后，会使其剩余组分的碳同位素组成变重。

母质相同但成熟条件不同或成熟度相同而母质不同的条件下形成的天然气，其碳同位素组成有着明显的区别。

2.无机烷烃类碳同位素组成

1)无机甲烷碳同位素的δ13C值大多比有机甲烷高;

2)无机甲烷及其同系物的δ13C值随烷烃气分子中碳数的增加而降低。

图14－8 天然气成因判别图

3.δ13C1特征

生物成因气的δ13C1均值小于－54‰，油田伴生气δ13C1均值介于－54‰～－40‰之间，过成熟气或煤型气的δ13C1均大于－40‰。同时，还可以利用轻烃气体中甲烷及其同系物的比值与δ13C1值划分天然气的成因类型(图14－8)。

4.天然气分类

在天然气的分类判识上存在很多划分标准，现在普遍接受的观点是将天然气按来源分为有机成因气和无机成因气，按有机成因中母质的不同分为油型气和煤型气，按其生成演化阶段分为生物气、生物－热催化过渡带气、热解气、裂解气。戴金星(1993)提出用甲烷、乙烷、丙烷碳同位素来鉴别天然气是否是煤型气和判别有机烷烃气的成因，并提出了区分不同成因天然气的方法和碳同位素界定范围(表14－2)。

表14－2 天然气碳同位素鉴定表

注:δ13C1为甲烷的δ13C值;δ13C2为乙烷的δ13C值;δ13C3为丙烷的δ13C值。 (据戴金星，1993)

5.天然气中δ13CCO2特征

天然气中δ13CCO2的特征是鉴别CO2成因类型及来源的重要指标。δ13CCO2重于－8是无机成因气，轻于－10是有机成因气，当δ13CCO2在两者之间时，可以是有机成因与无机成因的共存区或混合区(Daieta1.，2000)。

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大(戴金星，1999;戴金星，2005)。因此，除去混源情况外，天然气的乙烷碳同位素组成主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识天然气成因的可靠性，一般以C2在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限。而处于这一区间内则属混源气。

图14－9 塔里木盆地塔河油田原油碳同位素类型曲线

6.天然气的同位素异常

天然气的生成具有阶段性，烃源岩在不同演化阶段生成的天然气以及不同类型的天然气具有不同的地球化学特征。由于在地质条件下成气营力较为复杂，常可看到天然气的甲烷及同系物的碳同位素组成分布倒转或非线性变化的现象，这种气的成因可能与生物降解、异常高温或多源、多阶段复合有关。A.T.James等(1991)认为，来自木质－煤型生气烃源岩的天然气，其受源岩控制的程度大，木质－煤型有机质的天然气，其高分子量的湿气组分的碳同位素组成出现倒转，即正丁烷的碳同位素组成比丙烷轻。戴金星(1989)则认为，甲烷同系物的碳同位素组成轻重的全部倒转是混源(混合)气的特征，这种混合气包括不同类型母质的生成气的混合或同一母质的不同成熟阶段的生成气的混合。高波等(2006)在对塔河油田原油和天然气地球化学特征进行详细研究的基础上，根据油气蕴藏中得到的成藏信息，对塔河油田的油气充注期次进行了探讨。通过对原油不同族组分碳同位素的研究，得出塔河油田原油两期充注的地球化学证据(图14－9)。一般来说，正常原油碳同位素类型曲线符合δ13C饱和烃<δ13C芳烃<δ13C非烃<δ13C沥青质的顺序，而本区原油的沥青质碳同位素普遍变轻，部分原油的非烃碳同位素也比较轻，出现了碳同位素顺序的倒转，这说明本区原油至少经历了两期充注与成藏过程。早期充注的原油成熟度较低，原油及其族组成的碳同位素较轻，在成藏后因遭受生物降解作用，主要残留了非烃和沥青质等重组分;与后期充注的正常原油相混合后，原油饱和烃和芳香烃碳同位素主要表现为后期充注原油的特征，碳同位素相对较重，非烃和沥青质则表现为两者的混源特征而相对较轻。

(三)天然气成因类型的鉴别

1.有机甲烷和无机甲烷的鉴别

(1)有机成因甲烷的鉴别

关于一些有机成因甲烷的鉴别，目前较为统一的认识(戴金星，1992)是:①生物气δ13C1<－55;热解气δ13C1>－55‰，大部分大于－53‰;②生物气甲烷许多不与重烃气共生，有的仅有微量或痕量乙烷和丙烷与之共生，总重烃气常小于0.5%(柴达木盆地生物气甲烷与之共生重烃气小于0.2%)，C1/C2+3>170，大部分在200以上，是干气;相反，热解气甲烷和乙烷、丙烷及丁烷共生，C1/C2+3大部分小于15‰，绝大部分小于10‰，为湿气;③生物气甲烷与油不共生，热解气甲烷与油共生;④图解法，用δ13C－C1/C2+3鉴别图版(图14－10)，可区分生物气甲烷和热解气甲烷，前者在I1和I2区，后者在II1区。

图14－10 δ13C－C1/C2+3鉴别图版

(2)原油伴生(热解)气甲烷和油型裂解气甲烷鉴别

①原油伴生气δ13C1值大于－55‰至－40‰;油型裂解气δ13C1值大于－37‰至小于－30‰。②原油伴生气甲烷与之共存的重烃气含量大于5%，通常大于8%，C1/C2+3绝大部分小于10‰，是湿气;油型裂解气甲烷与之共存的重烃气含量小于5%，常常在3%下，往往没有丁烷。③原油伴生气甲烷通常为原油的附属物，溶解在原油中，油型裂解气甲烷往往在游离气(气层气)中。④图解法，用δ13C－C1/C2+3鉴别图版(图14－10)，可区分原油伴生气甲烷和油型裂解气甲烷，前者在II1区，后者在Ⅱ2和Ⅲ1区。

戴金星在根据我国松辽、渤海湾、四川、柴达木、鄂尔多斯、塔里木、准噶尔、琼东南和东海等17个盆地、14个煤矿、5个温(热)泉点1007个气样的碳、氢同位素、轻烃、气组分等许多项目，总计10854个分析数据，同时参考国外许多有关资料的基础上，总结出有机和无机烷烃气识别的一般规律:除高成熟和过成熟的极少量煤型气甲烷外，凡甲烷碳同位素(δ13C1)大于－30‰的是无机甲烷，绝大部分有机甲烷δ13C1值小于－30‰。表14－3为国内外大量无机甲烷δ13C1值均大于－30的实例。

表14－3 世界上一些无机甲烷碳同位素组成

可以用地质综合分析法区别δ13C1>－30的无机甲烷与煤型气甲烷:煤型气甲烷通常产出在煤系中(澳大利亚Cooper盆地)或在煤系之上(中国文留气藏和汪家屯气田、中欧盆地Rothliegende气藏)或在煤系之下(中国华北油田坝县地区)。无机甲烷产出处，通常没有煤系，往往在火山区、地热区或深大断裂、俯冲带、洋脊附近，如我国腾冲硫磺塘和甘孜拖坝镇以及新西兰地热区。

2.有机烷烃气和无机烷烃气的鉴别

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大。因此，天然气的乙烷碳同位素组成如果除去混源外，主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识成因的可靠性，一般地以δ13C2在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限，而处于这一区间附近则属混源气。在热演化过程中乙烷碳同位素分馏较弱，因而，δ13C2是划分天然气母质类型的有效指标。乙烷、甲烷碳同位素的差值Δ13C2－1随热演化程度增高而减小，且基本不受母质类型的影响，可用于确定成熟度。因此，应用δ13C2－Δ13C2－1关系图可区分不同成因类型的天然气。

烷烃气的碳同位素系列对比可鉴别有机和无机烷烃气。所谓烷烃气碳同位素系列系指依烷烃气分子碳数顺序递增，δ13C值依次递增或递减。递增者(δ13C1<δ13C2<δ13C3<δ13C4)称为正碳同位素系列;递减者(δ13C1>δ13C2>δ13C3)称为负碳同位素系列。有机烷烃气具有正碳同位素系列，我国和国外含油气盆地有大量这样的有机烷烃气。无机烷烃气具有负碳同位素系列，这方面国内外目前研究均较薄弱。在我国松辽盆地北部芳深1井，东海盆地天外天构造新近系中，都发现具有负碳同位素系列特征的无机烷烃气。此外，在美国和苏联也有发现。

图14－11 C7系统三角图版

C7系统三角图版对于湿度较大的有机烷烃气的鉴别，可借助与之共生的同源的C7系统轻烃，能较好确定烷烃气属类。C7系统的化合物包括三类:正庚烷(nC7)、甲基环己烷(MCC6)及各种结构的二甲基环戊烷(ΣDMCC5)。正庚烷主要来自藻类和细菌，对成熟作用十分敏感，是良好的成熟度指标。各种结构二甲基环戊烷主要来自水生生物的类脂化合物。甲基环己烷主要来自高等植物木质素、纤维素、醣类等，是反映陆源母质类型的良好参数，热力学性质相对稳定。因此，以上述三类化合物为顶点编制的三角图，能较好判别有机成因气，从而也就可鉴别有机烷烃气。图14－11是我国C7系统三类化合物资料编制的三角图版:I区为油型气区，即油型烷烃气区;II区为煤型气区，即煤成烷烃气区。例如鄂尔多斯盆地塞18井的天然气中C7系统轻烃三类化合物各占比例:nC7为38.4%，MCC6为6.3%，ΣDMCC5为55.3%，以这些数据标在图上得点A落在I区，因此，它为油型烷烃气;再如渤海湾盆地苏桥气田苏402井天然气中C系统轻烃三类化合物各占比例:nC7为30.9%，MCC6为48.1%，ΣDM-CC5为21.0%，把这些数据标在图上得点B落在II区，因此，它为煤型烷烃气。

鉴别天然气中某组分的成因类型，不能推断天然气中其他组分也属同一成因。确定天然气的成因，对各组分都进行成因鉴别是最科学的。但这样要花很大人力与财力，一般只鉴别天然气中几个主要组分的成因类型，说明该天然气的主要成因从属。

用多项指标综合确定组分或天然气的成因，比单一指标鉴别更可靠。一定要把用指标识别气的成因类型与具体地质条件结合起来。戴金星(1992)根据“六五”和“七五”期间科研项目鉴别各类天然气的研究成果，同时参考了国外有关文献，概括出各类成因天然气综合鉴别表(表14－4)。该表可用来鉴别天然气组分，以至天然气的成因属类。

表14－4 不同成因类型天然气的综合鉴别特征

续表

(据戴金星，1993，简化)

天然气气源对比的关键是挑选合适的气源对比指标，如天然气组分、碳同位素、轻烃及轻烃同位素，判断出天然气性质，再结合岩石的性质和分布，确定天然气的烃源岩。

甲烷、乙烷、正构烷、异构烷的碳同位素在识别天然气成因及其母质类型中已发挥了重要作用，但C6以上单体烃碳同位素分布信息在油气/源岩对比研究中还停留在看图识字的水平上，还有很大潜力。正构烷、异构烷的碳同位素分布配合其碳数分布可以更可靠地确认油气生源及其烃源岩，甚至揭示其生烃机制。干酪根热解生烃、可溶有机质生烃、有机质经过微生物改造后生烃等不同的生烃机制，即未熟低熟油生烃机制和成熟油生烃机制的不同，在烃类碳同位素分布上理应有所反映。张林晔等认为，济阳坳陷未熟油主要源自可溶有机质(ZhangLY， et al.，2004)。日本Tho等通过实验说明，木质素经过微生物改造后，成熟门槛从300℃降到200℃(ThoK， et al.，2004)。ZhangYG于1979年在国内、1981年在英国刊物上首先提出未熟、低熟油的概念。

然而，由于油气形成的漫长性和本身的可流动性，在运移、聚集甚至储层对比中会经历一系列的变化。这样就会模糊甚至完全掩盖这些原生的相似性，从而大大增加对比的多解性和复杂性。为此，合理地选用对比参数，并综合各种地质及同位素地球化学资料是十分必要的。

3.轻烃单体苯、甲苯同位素的油(气)源对比

采用天然气中C－C稳定碳同位素组成进行气源对比是目前国内外最常用的方法，但是这种对比的局限性在于这些组成不仅受有机质类型控制，而且在不同程度上还要受到热演化程度、生物降解作用、运移等非成因因素的影响，在某些情况下，使气源对比的可靠性降低。因此，必须寻找到不受上述作用干扰、主要与成因有关的气源对比指标。近年来，天然气中苯和甲苯含量有时也用作对比指标。蒋助生等(2000)利用热模拟与在线同位素分析技术，从天然气及气源岩热解产物中的甲烷、乙烷、苯和甲苯的稳定碳同位素组成入手，结合塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和莺－琼盆地的地质实例进行了对比研究，探讨了这些组成作为气源对比参数的可行性。发现热成熟度和运移效应对苯、甲苯碳同位素组成影响较小。研究结果表明，同一类型气源岩热模拟产物中苯、甲苯同位素组成受热成熟度的影响不大。在400～600℃热模拟实验中，除个别点外，变化小于1，说明它们基本上不受热成熟度的影响。同一类型的天然气、源岩的苯和甲苯碳同位素组成没有太大的差异，不同层位气源岩苯、甲苯碳同位素组成有明显区别，大多相差3以上。甲苯脱吸附实验表明，甲苯碳同位素组成在脱吸附过程中基本上不发生变化;而热成熟度和运移效应对C1—C2碳同位素组成影响较大，同一样品在不同热成熟度阶段甲烷碳同位素组成的变化可达10左右，乙烷碳同位素组成的变化可达5左右。甲烷的扩散效应可使甲烷碳同位素组成变化达15左右，吸附效应可使甲烷碳同位素组成变化达20左右。苯、甲苯碳同位素组成可作为气源对比的有效指标。甲苯碳同位素值与其他气源对比指标相结合使用，不仅可以有效地判识气源，而且还可以判识天然气成熟度。利用苯、甲苯碳同位素组成指标在我国塔里木等盆地气源对比中取得了较好的效果。杨池银(2003)通过对板桥凹陷深层及奥陶系潜山均钻遇的乙烷以上具异常重碳同位素的天然气研究，使用轻烃族组成、C轻烃组成、环烷指数及苯、甲苯碳同位素证实，气源主要为板桥凹陷古近系偏腐殖型烃源岩。

无机成因CO₂的主要来源与形成特征

我国油气藏因圈闭的成因、形态类型、遮挡条件、储集层的特点、烃类和流体性质等的不同，可分为构造、地层、岩性、水动力及复合型多种类型，但其上方均存在着比较清晰的浅层水文地球化学效应。浅层水化学效应，应理解为地下水化学成分同油气聚集和油气藏之间存在着某种成生联系，使水化学指标高(或低)于区域背景值，异常的空间范围或面积，大部分位于油气田上方。在前述的有关章节里，涉及某些个别的典型探例，现以盆地为单元讨论不同类型油气藏上方浅层水文地球化学效应的特点与规律。

(一)松辽盆地

该盆地北部曾进行过以概查为主体的地球化学剖面测量，其中有两条剖面线自西而东穿过8个油田(图5-84)。重烃、荧光光谱和ΔC的含量，在大庆长垣上明显高于背景值，而向东西两侧的各二级构造单元逐渐降低，从总体上讲西部明显高于东部(表5-45)。以ΔC指标为例，统计资料表明，在二级构造单元的局部背景上，已知油田显示高强度、低衬度和低强度、高衬度两种类型异常(表5-46)。在地球化学异常的上方，浅层地下水的矿化度、可溶气态烃及苯酚及其同系物均有异常点出现，只是背景较低(可溶烃平均含量4.57μL/L；苯酚为0.51mg/L)，异常点比较分散。

图5-84 松辽盆地东西向地球化学剖面

扶余一号构造位于东南隆起区登娄库背斜的北端，构造形态呈穹窿状，储层为下白垩统泉四段，埋藏深度浅(110～470m)，有利于水化学异常的形成。油田水为Cl-· 离子组合，含有较丰富的有机组分和微量元素，矿化度低于其他相邻油田(表5-47)。

表5-45 松辽盆地不同构造单元指标丰度特征

表5-46 已知油田上方ΔC含量特征 单位：%

(据大庆石油研究院，1995)

表5-47 不同油田扶余油层水化学成分均值 单位：mg/L

油田内潜水化学成分显示较强的异常，多数组分远远高于区域平均值和背景值(表5-48)。该含油构造地下水比较活跃，冲刷作用相对较强，影响或稀释了上部潜水中某些组分的富集，即使这样，许多指标在油田上方仍然形成了比较完整的水化学异常(图5-85)。并且与其他地球化学方法圈定的异常在空间上相吻合。从图5-86看出，整个构造被ΔC等值线为1.00%值所包围，以2.50%为异常下限，其异常主要展布于构造边缘或油田外围呈环状分布，异常平均强度高达3.52%，衬度为1.40。

表5-48 扶余油田潜水中有机组分参数表

(据高洪发，1985)

图5-85 扶余油田Ⅰ号构造潜水中氨含量等值线

农安含油气构造位于德惠坳陷的背斜带上，它是在上侏罗纪断块隆起的基础上发育起来的。轴部主要由白垩系下统(泉头组、青山口组、姚家组)组成，缺失白垩系上统。据泉头组顶面绝对高程所圈定的构造呈NE-SW向，分为北部和南部两个高点，前者主要产天然气，后者则主要产油。断裂比较发育，新构造运动使该区仍处于拱形隆起的正地形，有利于浅层水化学异常的形成。油田水化学成分为低烃类 ，Cl--Na+和Cl-· 型，矿化度比较低。

图5-86 扶余油田1号构造ΔC异常立体图

(据汤玉平，1997)

本区在地貌上为河谷冲积平原，研究目的层主要为全新统和上更新统孔隙潜水，含水层为砂或砂砾层，水位埋藏深度1～5m。浅层地下水中有机组分在该构造上有比较集中、较高强度的异常。从表5-49和图5-87看出：可溶气态烃较为灵敏地指示了油气藏的位置，特别是重烃，在产气的构造北高点异常范围较大，而构造南高点上异常点分布比较集中。构造上方甲烷的碳同位素为-40.93‰～-26.56‰，属深层热烈解成因气。酚异常点主要集中分布在构造的南部，构造北部仅有零星异常点出现。紫外吸收光谱(260nm和310nm)反映的轻芳组分主要集中在构造北部。荧光光谱具有北轻南重的特点，同构造内北气南油的性质有关。甲苯及其他苯系物也显示异常，但异常面积较大。

表5-49 农安含油构造潜水中有机组分异常参数

图5-87 松辽盆地农安含油气构造潜水中有机组分异常图

1—泉头组顶面等高线(m)；2—甲苯异常；3—重烃异常；4—紫外吸收光谱异常

总之，潜水中水化学指标在含油气构造上有不同程度的异常显示，尤其是有机指标有明显的异常反映，与非油区有较大的差异(组分和含量)，它们是预测油气藏的重要指标或标型组分。从上述看出，气藏形成的浅层水化学异常，较油藏形成的异常范围偏大，某些指标的敏感性较强。由于本区处于地下水交替的活跃带，水化学成分(元素)遭受较强的淋滤作用，对异常的强度有一定的影响。

(二)江汉盆地

该盆地内以潜江凹陷油气勘探程度最高，已发现了广华、高场、钟市等10多个油田。油田水具有矿化度高(152～340g/L)、水型多变(以 Na2SO4型为主，也有 NaHCO3，CaCl2，MgCl2型)、微量元素多(钾盐、卤水浓度高)等特点。各油田上方的潜水中，均发现水化学异常，举例如下。

1.高场油田

选取烃类(包括水溶烃和吸附烃)气体中的重烃为主要指标，荧光光谱为次要指标，ΔC和热释汞为参考指标，用叠合的方法圈定了异常，其特征如下。

1)主要指标异常分布于油田的外侧，次要指标异常则主要位于油田的边缘，异常模式以边缘晕为主、顶端晕为辅的半环状异常(图5-88)。

图5-88 高场油田重烃异常图

2)异常形态与油田基本一致，而异常面积大于油田。该油田是典型的沿断裂分布的鼻状构造油藏，浩口断层对油气的遮挡和断鼻构造对油气的圈闭等，是油气藏形成的基本条件。由于盐岩地层塑性流动以及高矿化度卤水的“盐桥”作用，导致断层裂隙被充填，使断层对油气运移起到了阻挡作用，故在油藏上方沿断裂走向方向及浩口断层的下降盘上方无化探异常。鼻状构造上断层上倾方向的通道作用和油水边界上底水的上渗作用，使油气向上迁移扩散，从而在油藏上方形成了多指标块环结合以环为主的异常模式。但由于断层另一侧(西侧)的油田水不发育，故无高值异常或异常点出现。

2.潭26井-7井含油区块

潭26井是以背斜为主体的含油构造，潭7井为向北抬升的断块，二者之间被近东西向断裂所分割，目前已在潜四段上部和潜三段下部发现工业油流，油藏受断鼻、断块和部分岩性所控制。原油性质以轻质油和稠油为主，油源主要来自蚌湖和王场两个潜江组生油凹陷。油层埋藏深度650～1800m，其上分布有灰、浅灰色石膏质泥岩、灰质泥岩及页岩。该区内地质构造复杂、盐岩发育、河堤夹持，自然地理条件较差。

为查明浅层效应的晕源关系，对潭26井钻井岩心进行了系统的地球化学分析。在含油层段出现高强度化探异常段，自下而上具有明显的垂向微运移梯度。主要地球化学指标在纵向呈现有规律的变化，如烃类气体的异构比等，从深到浅有三个从高到低的变化阶段，变化范围值在0.5～0.75之间。就油气微运移而言，属于扩散—渗透的过渡类型。许多指标的高值点主要分布在油层上部，说明该井在纵向上有运移的迹象。甲烷碳同位素的变化范围为-39.30‰～-49.87‰，一方面说明本井油气的生成是有机质演化的结果，另一方面与浅层沉积物中的 δ13C1值接近，同位素的分馏现象是油气纵向微运移的证据之一。

主要水化学指标在油田上方不同程度的存在着异常，并且与无油气的空构造有明显的差异(表5-50)。本区压榨水与和浅层地下水化学成分一样，在油田上方和无油区的差异，是由于油气藏的影响和改造浅层地球化学场的结果，它们从不同的侧面提供了深部油气向浅层运移的信息。

表5-50 压榨水化学成分均值对比表

水中溶解烃类气体与矿化度呈正相关关系，与土介质的化探指标叠合为连片异常，分布在油田的边缘，组成环状异常。

(三)济阳坳陷

油气地球化学概查与普查工作，覆盖了济阳坳陷的主要次级构造单元。在40余个不同性质的油气田(包括普通原油、重质油和天然气)上方，均出现了化探异常。值得提及的是，非烃类二氧化碳气藏上方的浅层地球化学效应不仅很强，而且在指标组合等方面有别于烃类矿床。以花沟地区为例，讨论非烃类CO2气藏与油型烃类气藏的近地表地球化学异常特征与区别。

花沟地区在区域构造上位于东营凹陷西南部和惠民凹陷东南部的交汇处。构造上以高青大断层为界，北部为上升盘的青城凸起，南部为下降盘的花沟断鼻带与花沟向斜。本区已查明存在两种成因有别，性质不同的气藏，即东部为油型烃类气藏，西部为非烃类CO2气藏。在这两个气藏上方均存在着水化学异常，其共同特点是：多数指标超过区域背景值，个别指标强度高、衬度值大，单指标异常点集中，由散点异常组合成一个较完整的环状异常，在平面上表现为与气藏范围相吻合的综合异常。除上述共同点外，二者存在着显著不同的地球化学特征，主要表现在以下几个方面。

1)异常形态与性质有别。CO2气藏区烃类气体(甲烷与重烃)异常相对弱，异常面积小而散。CO2异常面积占主导地位，而且水中溶解的CO2与土介质中吸附的CO2异常吻合程度高。油型烃类气藏区甲烷与重烃异常强度大，异常点相对集中。CO2异常相对较弱，连片性较差，以点状异常为主。在异常形态上，前者环状异常为主，后者以环-块结合为主(表5-51)。

表5-51 不同气源区水化学异常参数对比表

2)主要指标含量与相关性有差别。据CO2气藏383个样品和烃类气藏288个样品分别统计，主要特征参数及指标间相关系数列于表5-52和表5-53。从中看出，烃类气藏异常的甲烷、重烃、汞的均值与标准偏差均高于CO2气藏异常，而CO2和CaCO3却低于CO2气藏异常，反映了二者异常源的区别。不同类型气藏异常内指标间的相关系数区别较大，前者为正相关，后者为负相关。其差异是由气藏成因决定的。

表5-52 油型气藏异常区指标特征参数

表5-53 二氧化碳气藏异常区指标特征参数

3)荧光光谱特征不同。不同性质气田异常的三维荧光主峰强度相差1倍之多(图5-89；表5-54)。同步荧光强度相差1-2倍(表5-55)。

表5-54 不同成因气藏三维荧光特征参数对比表

(据刘伟等，2004)

4)CO2碳同位素的区别。区内δ13CCO2值的变化范围是-20.65‰～-16.42‰。油型气藏上方水化学异常的 δ13CCO2平均值为-19.7‰，而二氧化碳气藏上的 δ13CCO2重于-12‰，显示幔源无机成因气的特点。

综上所述，两种不同成因气藏的浅层地球化学效应，在水化学组分和指标上，显示不同的特点。

(四)海域含油气盆地

我国从边缘海至深海，围绕着石油、天然气、CO2和天然气水合物等能源调查，开展了地球化学勘查工作，主要研究目的层是海底表层沉积物(包括柱状样)、不同水深的海水(包括沉积物间隙水)及海洋表层大气等。但调查精度较低，均属于概查阶段。在水化学中应用的指标主要有：水中溶解烃类气体、苯—酚及其同系物、荧光光谱、紫外吸收光谱、微量元素、水中汞、pH-Eh等。在渤海、黄海、东海及南海四大海域，以剖面布点的形式，采集水样和沉积物样。各海区的地球化学背景资料，如表5-56所示。

图5-89 不同成因气藏三维荧光图谱

(据刘伟等，2004)

表5-55 不同成因气藏同步荧光强度对比表(INT)

(据刘伟等，2004)

我国海域地球化学调查，由于比例尺较小，已知油气田上方的浅层水文地球化学效应，多以剖面或点状异常的形式出现。

1)珠江口盆地。已知含油构造上底层海水的烃类气体、荧光光谱、海水汞以及大气汞、沉积物的热释汞与吸附烃等，都有较强的异常显示，其含量远远大于区域背景值和已知无油气的空构造(表5-57)。以汞为例，含油构造(L)与空构造(H)之间的含量均值比变化范围为1.88～4.56，平均为2.76倍；中位数比在2.98～3.96，平均为3.32倍；异常衬度比在1.17～2.67，平均为2.05倍。这些反映不同油气信息的倍数说明，含油构造上汞异常比空构造上方汞异常高2倍以上。惠州凹陷的HL21和HL27含油构造上底层海水和表层海水中汞形成复合程度很高的叠合异常(图5-90)。

表5-56 我国海域地球化学特征表

注：干燥系数=(甲烷/全烃)×100

表5-57 含油构造与非含油构造地球化学参数对比

(据周蒂，1995)

2)莺歌海盆地。东方1-1-1和1-1-2两个含油气构造海底沉积物和海水中烃类气体含量高，存在着明显的分异效应(图5-91)，高于背景的点比较集中，属于热裂解成因的湿气场，与近代生物地球化学作用生成的干气场有质的区别。水中荧光强度大，以轻组分为主，F360nm/F405nm值大于1(图5-92)，是典型的天然气藏所致。碳同位素介于-36‰～-28‰之间。

3)南沙海域万安盆地大熊(Dai Hung)和椰子(Dua-1X)油田，海水中汞都存在极强的异常(图5-93)。

4)北黄海盆地。东部凹陷606含油构造，白垩系和侏罗系沉积厚度大(达3000m)，具有良好的油气成藏条件。606井侏罗系日产原油60 t。该构造上海底沉积物间隙水和低层大气的烃类高值点相吻合(表5-58)。间隙水甲烷高于区域背景值1倍多，异常比较突出。

图5-90 珠江口盆地HL21、HL27油气藏上方的汞浓度曲线

(据陈汉宗，1997)

图5-91 莺歌海盆地烃类气体分异效应图

图5-92 同步荧光扫描图

图5-93 万安盆地西南部汞量和异常分布图

(据陈汉宗，1997)

表5-58 间隙水与低层大气中烃含量 单位：μL/L

(据龚建明等，2005)

通过不同深度取样试验证明，从近海底沉积物上方(距1～2m)，到当地有效海浪底以下深度范围内，海水化学成分(包括与油气有关的烃类组分)基本是稳定的，变化幅度很小，可满足油气地球化学调查的需要，为今后开展深海油气水化学研究提供了采样深度的依据。

上述的实例说明，油气田上方水化学异常是普遍存在的客观规律，它们是油气垂向微运移的产物。通过浅层水化学效应的研究，评价盆地的含油气远景，寻找油气藏是有理论基础和实践证明的有效勘探技术方法。

关于松辽盆地的CO2主要来源，一般有几种观点：①来自于新生代以来的深部热液活动的产物；②来自于断陷层系火山岩的热脱气作用；③来自于断陷构造火山活动期，火山活动提供的CO2，为深部断陷层系提供CO2气源。

有人认为松辽盆地的CO2是来自于新生代以来的深部热液活动的产物，主要依据是气藏成藏期较晚。但在松辽盆地区域，仅在盆地周边的部分深大断裂处存在新生代火山活动，松辽盆地主体新生代以来并不存在大规模的深部热液活动，难以解释松辽盆地广泛发育CO2气藏的现象。且新生代时，松辽盆地区域大部分深大断裂已经停止活动。此外，CO2分布的区带与层位性，也难以用新生代以来深部热液活动的产物来系统解释。

有人认为松辽盆地的CO2是营城组的火山岩在后期脱气作用中产生的。从模拟实验与地质历史的演化均可以证明，CO2不可能是营城组的火山岩脱气作用形成的。图3-60是大庆油田研究院冉清昌博士（2007）对松辽盆地不同火山岩中CO2的脱气实验结果，从模拟实验结果可以看出：火山岩的大量脱气是在400℃以后。火山岩后期要大量脱气，只有在压力降低或温度升高的情况下才能发生。但是，营城组的火山岩形成后，在地质历史的最高温度不可能超过200℃，而且营城组火山岩在其形成后基本上一直处于深埋作用阶段，压力不可能大幅度降低，所以，松辽盆地目前成藏的CO2不可能是营城组火山岩后期脱气形成的。

图3-60 松辽盆地不同类型火山岩脱出的CO2与温度关系

（据冉清昌，2007

大量证据说明，在长岭断陷断陷层系中广泛分布的CO2应当是由在断陷的断坳转换期，即营末—登末泉头组沉积早期火山活动所供给，并以多种方式保留在这时期的火山活动中心区域，在后期的成藏事件中，通过多种方式、多种途径脱出，形成CO2气藏。

（一）CO2主要来源的证据

（1）在营末—青山口组断陷转换期，火山活动较强的区带，CO2气藏最为发育。在勘探程度最高的徐家围子、长岭—乾安、十屋断陷中，前两者均发育营城组—青山口组断陷后期及断陷转换期的火山活动，因此探井广泛揭示CO2气藏和CO2显示，而十屋断陷发育火石岭期的基性火山岩，钻井揭示基本为无机成因CO2气藏。

（2）在长岭—乾安断陷中，勘探程度很高的东部区带，CO2气藏的含量明显呈现北高南低的特点，北部连续发现高含CO2的烃类气藏或CO2气藏，而南部的双龙—东岭构造带，已钻各类探井30余口，钻探发现十多个断块断鼻构造，均未发现CO2气藏。

这与长岭东部区带断陷转换期，火山岩活动规模北强南弱，火山活动期次南早北晚相对应。长岭断陷的北部是整个松辽盆地区域内在长岭断陷转换期火山活动最强、规模最大、活动连续最长的区域，营城组—泉头组的火山岩十分发育，尤其是营城组末段的大型火山岩体，发育一系列穿刺到泉头组—二段的火山岩体，并且在乾安地区发育整个松辽盆地唯一的青山口组玄武岩体。而南部以发育火石岭组及营城组下部的火山岩为主，营城组沉积早期以发育早期旋回的火山岩基性玄武岩、中性安山岩为主，营城组沉积晚期反发育中薄层的流纹岩或流纹质凝灰岩。

在乾安地区Q124井和Q109井白垩系青三段下部发育灰黑色玄武岩，在地震剖面上，玄武岩体位于T2与T2（青山口组底）反射层之间（图3-61），该玄武岩体仅发现于Q124井和Q 109井周围，面积约10.5km2，呈南北延伸的椭圆形，厚度最大达80m。说明该区在青山口组沉积时期，存在局部的火山活动。

图3-61 乾安地区524测线玄武岩在地震剖面上的反射特征

（3）松辽盆地每个大型富含CO2烃类气藏或CO2气藏均分布在锥柱状的营城组中晚期火山岩周边，典型的有：长岭断陷的YS2井、松南气田、YS3井气藏、德惠断陷的万金塔气藏、徐家围子的昌德气藏及XuS1井气藏等，都是发育在营城组的锥柱状流纹质火山岩体及其周边，显然与营城组中晚期火山岩体有密切的成生关系。

以万金塔CO2气田的形成为例。该气田天然气中CO2含量为57.79%～99.77%，一般大于90%（表3-9）。烃类气与CO2气共存，其中甲烷含量为0.13%～34.56%，除W2井气层上部含甲烷较高，为27.53%～34.56%，一般甲烷含量小于10%；重烃气含量0%～2.12%，主要为乙烷。此外，还含一定量的氯气，含量为0%～6.67%，以及微量氩、氦等稀有气体。

万金塔构造在晚侏罗世末处于火山口附近，火山活动频繁，同时伴有较大规模的岩浆侵入，这由W1、W5井侏罗系火成岩存在所证实。火山岩体在地震剖面图上表现为：①T5（基岩）波组和部分侏罗系内部的反射层被火山口切断；②在火山口周围无反射特征，是由于火山堆积物无层理的缘故；③火山岩体上部T4（侏罗系顶界面）反射层呈强反射，乃是侏罗系的火山沉积与白垩系沉积物性相差悬殊所致（图3-62）。火成岩的存在是万金塔岩浆成因CO2气的有力证据。火山活动过程中，岩浆由于压力和温度的降低而释放出的CO2气，一部分随岩浆一起喷出地表，散失于大气之中，另一部分CO2气沿裂隙或裂缝等运移人火山颈周缘的储集层中。此外，火山期后仍有大量无机成因CO2向火山口及其附近地区运移，如前述黑龙江省五大连池火烧山东南的科研泉，如今产出大量CO2气。伴随火山活动的岩浆侵入则不同，由于岩浆未喷出地表，所析出的CO2气体基本上都保存在有储集性能的地层中，因此岩浆侵入和火山活动区为无机成因天然气有利分布地区。

表3-9万金塔气田天然气地球化学数据表

图3-62万金塔构造159.6测线火山地震反射特征

万金塔地区晚侏罗世的岩浆和断裂活动，一方面提供了CO2气源，另一方面在基岩断块和火山岩体的基础上形成了万金塔构造雏形，而上侏罗统火石岭组火山碎屑沉积具有一定储集能力，成为CO2气的储集层。下白垩统沙河子组为湖沼相沉积，具备一定封闭条件，可作为盖层。储，盖、圈和无机成因CO2在万金塔地区形成合适匹配，为上侏罗统原生CO2气藏的形成创造了有利条件（图3-63）。

由于晚侏罗世后构造运动的影响，上侏罗统原始CO2气藏遭受破坏，其CO2气体便沿已形成的万金塔构造圈闭上的断层向上运移，至白垩系泉头组和青山口组所组成的具良好储盖组合的圈闭中，二次聚集形成次生CO2气藏。由此可见，万金塔CO2气藏是晚侏罗世岩浆活动形成的原始CO2气藏经后期改造二次聚集形成次生CO2气藏（图3-63）。

图3-63万金塔CO2气藏形成模式

1—CO2气层；2—CO、运移方向；3—火成岩

（4）松南大气田由南北两个火山岩喷发口（以YP7、YPl井为代表井）喷发的多期次火山岩复合而成，在这两个火山喷发口形成的火山岩组成的复合火山岩气藏中.CO2充注量很不均一，YP1井营城组中部亚旋回气藏，烃类气体含量达到95%以上，而YS1、YP1、YP4井等CO2充注量较高的上部亚旋回气藏中，CO2气体含量达到25%～30%。显然在这个多期火山岩复合气藏的形成过程中，CO2供给量存在明显差异。

（5）与营城组中晚期—青山口组断坳转换期火山岩相关的CO2气源是松辽盆地无机成因气藏的最主要气源，一是这一时期的CO2气源中含丰富CO2，二是这一时期的CO2气源最易于保存成藏。主要理由有：①断坳转换期火山活动及其在火山活动停止后的很长一个时期，都是无机CO2气源供给最为充裕的时期。在现代火山口以及许多新近系、第四系的死火山口，至今仍然有大量丰富的CO2供给；②从断陷转向坳陷沉积，形成广泛披覆式坳陷沉积建造，形成多套披覆式及时封盖层系，使火山岩体比较快地得到整体封盖层，地层水溶解CO2的能力逐步上升，火山岩体中溶解CO2的含量也明显增加；③大规模的断裂活动停止，十分有利于阻止对CO2气藏的破坏，有利于阻止断裂对水溶CO2气体向大气中的规模性扩散与逃逸；④断－坳转换期的酸性火山岩体对CO2气源的保存有着十分重要的作用。中酸性火山岩体中的碱性斜长石等，对增加CO2在地层水中的溶解度等起重要作用，酸性火山岩体中放射性组分对CO2生成也有一定的作用；⑤酸性火山岩体中的溶蚀孔隙对储集CO2、形成水溶液CO2及CO2气藏起重要作用，持续良好的储层孔渗性，有利于增加CO2溶解总量，同时成为后期天然气成藏的重要储集空间。

（二）CO2气藏的形成特征

1.CO2气藏的形成特征

CO2气藏形成模式：①区域性抬升，含丰富CO2的地层水通过CO2脱气，形成CO2气藏；②含丰富CO2的地层水在断裂作用下向浅层运移，由于压力下降脱气形成CO2气藏；③深部及断陷层系中的圈闭，CO2气藏再分配到浅层之中。

长岭断陷目前已知的CO2气藏成藏时间为新生代晚期，储层中包裹体不发育。原因有两个，一是CO2的充注速度快，包裹体来不及生长；二是在CO2充注以前，储层已经被烃类气体所饱和，缺水的储层地质环境，不适宜包裹体的形成。

图3-64为ChaS1井地层埋藏史与热史，ChaS1井中烃类气体的充注发生在80～90Ma，应该是古近纪以后，早期与火山活动所伴生的、溶解于地层水中的CO，产生脱气作用，聚集形成CO2气藏。

图3-64 ChaS1井地层埋藏史及热史

综上所述，长岭断陷CO2气体主要是幔源气，其中无机成因的CO2气体可能是由火山活动产生的；其次一部分CO2气体具有典型（－4‰ DPB）的碳同位素组成特征，说明这一部分CO2气体是未脱气的幔源岩浆脱气作用的产物，该区还有一部分CO2气体是煤与Ⅲ型干酪根脱羧产生的。

2.CO2在断陷层系中保留与成藏期充注形式

CO2在断陷层系中保留形式包括：①在断陷层火山岩中，以水溶状态大量存在，火山岩体厚度大，可溶解大量的CO2，尤其是火山通道附近及周边的深部岩浆中可溶解大量的CO2；②在火山岩体周围的断陷层系圈闭中储存的CO2气藏；③在火山通道周边的深部基岩圈闭之中储有的CO2气藏。其中第一类CO2气源是最为丰富、最为普遍的。

主要依据：①CO2包裹体证实；②CO2溶蚀形成有利的酸性流纹岩中的孔隙；③酸性流纹岩中普遍为高饱和CO2的NaHCO3水型；④CO2气藏主要分布在火山岩喷发通道周缘区带、锥柱状的营城组火山岩体及其上覆层系；⑤在火山通道附近的CO2气层，厚度大，CO2储量大，纯度高，而在中薄层流纹岩区，CO2气层厚度薄，这表明CO2溶解受酸性火山岩的体积控制；⑥在流纹岩中CO2广泛分布，或成为CO2气藏，或以水溶CO2状态存在，流纹岩处于火山活动旋回的顶段，物性好，储盖组合好。

CO2气体向火山岩体的充注属于内源式充注，CO2成藏与油气通过锥柱状火山岩体内部通道，在火山岩体内部进行有效汇聚成藏，并具有不同的充注模式与充注通道，CO2由火山岩体内分离出来，在火山岩体内部的物理化学状态变化下，CO2解析出来，属于火山岩储层的内源充注。

按CO2的成因分析，在大部分有中酸性、中基性火山岩分布的区带，都有CO2气藏分布，CO2气藏分布具有相当的广泛性。火山岩体内CO2的含量主要受火山岩体的圈闭性、火山岩体的规模等控制，在火山通道附近的CO2解吸中心，是CO2气藏的主要分布区域。大部分火山岩体，尤其是富含CO2流体的酸性火山作用下形成的火成岩体中普遍含CO2，在后期圈闭条件好的部位，当CO2水溶脱出时就能形成CO2气藏，而在圈闭条件不好的部位，则只能形成水溶CO2气。

烃类气体向火山岩体的充注属于外源式充注。首先要在碎屑岩储层中进行有效汇聚，油气在砂砾岩体输导下，向构造高部位集中，尔后再通过锥柱状火山岩体和断裂等，向火山岩体内汇聚，因此，烃类油气向火山岩的充注是一种外源式充注，要受许多外在条件控制，其分布具有相当的局限性。从松南大气田的勘探开发实践证实，在大型火山岩体中，由多个火山岩体多旋回与多个火山机构叠加形成的大型气田中，内部流体性质及内部储层含气性存在显著差别。

钻井揭示在同一火山岩体、同一大型火山岩气田的不同部位、不同火山岩层中，流体性质存在明显变化：①CO2含量受不同期次火山岩体中CO2的含量变化控制，不同期次火山岩体之间的流体交换经常具有阻隔，造成由不同期次火山岩体叠加形成的大型火山岩体。各旋回期中CO2含量变化，在烃类充注后，形成CO2与烃类不同比例的气藏，在CO2含量高的火山岩体旋回中，常形成CO2烃类混合气藏，而在CO2含量低的火山岩体形成旋回期中，形成以烃类为主气藏，例如在松南气田中，南部的YP7井钻在营城组YP7火山岩序列中，而YP1、YS1、YP3井等则钻在腰英台第一亚旋回与腰英台第二亚旋回的溢流相流纹岩亚旋回中，两者流体性质存在显著差别（图2-44）。②烃类与CO2的不同充注通道与充注路径，造成在不同的火山岩体部位烃类与CO2比例存在的显著差异，烃类气体多汇聚在通道相的火山岩亚旋回中。

3.无机成因气及其气藏特征

松辽盆地侏罗纪末，早白垩世经历了强烈的构造运动、断裂活动和岩浆活动，在岩浆喷出的同时，伴随有大量幔源CO2气的释出，这些CO2气体沿裂缝、断裂运移至有利储集空间聚集，形成原生无机成因CO2气藏。后期构造运动使原生CO2气藏遭受破坏，CO2沿断层向上运移，在上部有利构造圈闭聚集，形成次生无机成因CO2气藏。松辽盆地CO2气藏具有以下特征：①CO2气藏分布明显受大断裂控制（图3-58），如万金塔CO2气藏紧邻农安—万金塔基底断裂，孤店CO2气藏紧邻孤店基底断裂，乾安地区高含CO2气井紧邻乾安基底断裂；②CO2气不仅碳同位素较重，δ13CCO2为－2.646‰～－9.966‰，具无机成因特征，且其含量有由深至浅逐渐减少的趋势，示踪了CO2的深部来源；③与CO2伴生的氦同位素比值高，R/Ra为2.26～4.96，表明有较多幔源氦的加入，根据天然气中某些共生组分的亲缘关系，可推断CO2主要是幔源成因；④CO2气藏中混有有机烷烃气和有机成因CO2，其混入量由深至浅逐渐增多，反映了无机成因气和有机成因气的两个深浅不同的来源。

4.CO2气藏形成机制

从已查明的CO2气藏的分布特征来看，控制CO2气成藏的因素主要是深大断裂及深部的岩浆活动，二者都与深部地壳结构有关。岩浆的成因是通过上地幔熔融形成原生玄武岩浆后，上侵到地壳中，在高温作用下，地壳熔融形成酸性岩浆，并发生两者混合。另一种情形是玄武岩浆同化混染地壳，加之分离结晶作用，使基性岩浆演化成不同成分的中性岩浆（图3-65），这些岩浆冷凝后，便形成了岩浆岩体，为CO2气的储集提供了场所。

图3-65 岩浆发喷模式图

渗流与间歇性涌流是深部CO2气向上运移的两种主要方式。深部强烈的壳－幔相互作用，破坏了莫霍面的完整性，同时由于地壳发生伸展作用，导致拆离带发育，从而沟通了深部气源向浅部的运移通道。深部CO2气穿越莫霍面，经过地壳“拖网”结构的拆离带、低角度断层和高角度断层，向上运移，在地壳浅部适当的场所聚集。

运移的通道并非都是直上直下的，更多的情况是“迂回曲折”的迁移。松辽盆地的地壳“拖网”结构、层圈结构与变形特征决定了深部CO2气向上运移方式。由于深部的高温、高压产生韧性变形层，缺少连通地幔与上部的高角度深大断裂、深部CO2气只能以渗流形式向上运移，这种运移方式占据了地质历史的绝大部分时间；在剧烈构造运动时期（包括伸展和挤压）产生大量的微小裂隙（断层），沟通了各层圈之间的联系，并以路径曲折、时间短暂的涌流方式向上运移，地壳层圈成为流体向上运移的中转站；岩浆活动、火山喷发是一种涌流式向上运移方式。迂回曲折式的运移，更容易导致大量CO2气在地壳浅部新场所的重新聚集。