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。
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