CO₂矿化封存的原理为通过让CO₂与矿物发生反应，形成稳定的碳酸盐矿物颗粒，实现永久性的封存，其中适合CO₂矿化封存的主要矿物有火山玄武岩、大型火成岩省、蛇绿岩等岩浆岩。我国广东雷州半岛存在规模较大的玄武岩，是我国CO₂矿化封存宝贵的科学研究天然实验场。田洋研究区处于雷州半岛东南部，雷州半岛位于广东省西南部，是中国三大半岛之一，东西两侧分别濒临南海和北部湾，南隔琼州海峡与海南省相望。雷州半岛是中国第四纪火山岩的重要分布区^[5]，其中雷琼火山是板缘火山作用受板块运动的影响，在陆缘产生强拗陷的裂谷，莫霍面上拱，地壳减薄，上地慢中原来处于高压的物质局部溶融，沿断裂上溢而形成的火山^[18]。雷南火山群集中分布在雷州市南部和徐闻县，研究区田洋位于雷南火山群之中，田洋研究区周围分布有多个火山口，第四纪的岩浆活动和火山爆发较为频繁（图1）。田洋研究区现在呈现一个洼地状旱玛珥湖，呈SE-NW向伸展，平面上近椭圆形（图1），长约4.1 km，宽约3.1 km，面积约8.11 km²，图1中虚线显示田洋玛珥湖火山断陷盆地边界，田洋玛珥湖整体呈碗状，四周为火山喷发物形成的低平台地所环抱，其火山碎屑主要由玄武质火山角砾岩、凝灰岩组成，还含有少量早更新世湛江组砂页岩块，盆地基底为玄武岩，表层堆积较厚腐泥岩，是早期火山地形经受长期风化剥蚀外貌呈残坡积红土^[19]。

雷州半岛及北部湾地区广泛分布的中生代岩浆岩具有明显磁性，磁化率约几百到几千$ {（10}^{-6}\cdot 4\pi \mathrm{S}\mathrm{I}） $、新生代的玄武岩磁化率平均值为250~530$ {（10}^{-6}\cdot 4\pi \mathrm{S}\mathrm{I}） $属于中等磁性，其它地层如硅藻土、粘土磁性都很弱（表1）。田洋地区玄武岩及火山碎屑岩磁性与松散堆积物及其它沉积层具有明显的差异，通过航磁勘探，可以很好地区分具有高磁特性的玄武岩及火山碎屑岩，为CO₂矿化封存备选场址提供重要参考依据。

田洋的火山活动时代$ {\mathrm{Q}}_{2}^{1} $石峁岭期火山岩的岩性：主要是橄榄玄武岩、粒玄岩、火山碎屑岩，一般厚度为40~70 m（玄武岩）和46~136 m（碎屑岩）^[19]。田洋玛珥湖富含玄武岩、风化玄武岩、带气孔玄武岩，是我国CO₂矿化封存的首选场址。

田洋火山断陷盆地表层被砂质粘土覆盖，湖盆基底以上由硅藻土、硅藻粘土填充，湖盆基底为玄武岩，火山碎屑岩^[18]。根据表1可知，硅藻土与砂质粘土通常不具备很强的磁性，两者磁性均远小于玄武岩与火山碎屑岩。火山碎屑岩可能含有磁性矿物，其磁感应强度可以因含有的磁性矿物类型和含量而有所不同。玄武岩属于基性火山岩，磁化率平均值约3 025$ {（10}^{-6}\cdot 4\pi \mathrm{S}\mathrm{I}） $具有强磁高密特征，引起的局部磁异常幅值较大，同时由于中基性岩的岩相变化快，厚度变化大，在磁场上通常具有中强振幅的高频跳跃特征。因此航磁数据可以被用来有效地识别和分析田洋玛珥湖玄武岩分布情况，为雷州半岛CO₂矿化封存重要备选场址和注入设计提供重要支持。

本研究针对雷州半岛田洋玛珥湖盆地作为玄武岩CO₂封存备选场址为研究对象，采用磁法勘探数据，结合钻井、岩石物性等地质资料分析玄武岩分布特征与评估封存潜力。实测航磁异常数据来自中国地质调查局于2000年采集和整理的航磁网格数据，主测线间隔为200 m。研究区21口钻井位置见图1。

具体处理解释流程如图2，所采用的处理方法有解析信号处理、化极处理与欧拉反褶积，各处理方法分别对应磁异常分区、磁异常特征解释与场源分析。通过解析信号的处理方法对磁异常进行分区，圈定主要高磁异常源的平面分布及其边界，减少由于人为主观因素造成的对于高磁异常范围的高估。由于研究区处于低纬度地区，原始实测磁力异常受倾斜磁化影响，磁异常中心沿倾斜磁化强度矢量水平投影反方向偏离地质异常体正上方，化极可以消除岩浆岩（玄武岩）斜磁化引起的局部正负异常伴生现象，进而确定磁异常体边界及特征^[20]，以对解析信号所得的磁异常分区进行磁异常特征解释。上述处理方法可以有效圈定玄武岩的平面分布情况，但不能有效揭示玄武岩层深度，为了确定异常源的深度，对磁总场异常进行欧拉反褶积处理确定玄武岩所引起的高磁异常源深度。通过两条航磁异常剖面结合钻井资料，进行地质解释进一步推断田洋火山口边界与评估封存潜力。综合上述的处理解释流程，对田洋研究区矿化封存的工程地质条件潜力进行评估。

磁力异常不仅形状依赖异常体的形状，也依赖于异常体的磁化偏角和倾角，当地磁场，以及异常体关于磁北极的方向。为了简化异常形状，BARANOV和NAUDY^[21]提出了一种称作化到地磁极的数学方法。这种方法将观测磁力异常变换成磁化场和环境场，都垂直向下时所观测的异常（犹如在地磁极进行观测）。这种方法需要知道磁化方向，其通常被假设平行于环境场，如果剩磁可以忽略或排列平行于环境场就适用这种情况。如果不属于这种情况，化到地磁极的计算会产生非合理的结果。现在，化到地磁极已被用于除了在高纬度以外所有采集数据的常规处理。假设磁化强度方向与地磁场方向一致，且不考虑剩磁，则磁总场异常频率域化极方法的化极因子在极坐标系下写为公式(1)^[22]。

式中：$ I $和$ D $分别是磁化方向的倾角和偏角，$ I $=$ \sqrt{-1} $，$ r $=$ \sqrt{{\mathrm{u}}^{2}+{\mathrm{v}}^{2}} $，$ \mathrm{\theta }={\mathrm{t}\mathrm{g}}^{-1}\left(\mathrm{v}/\mathrm{u}\right)，\mathrm{u}\mathrm{和}\mathrm{v} $分别是x和y方向的圆频率。对于低纬度地区，在极端情况下，即赤道附近，此时I接近与0°，此时化到地磁极校正方法将变得不稳定，为此，需要对化极因子进行适当的改造，以压制沿磁偏角垂直方向的放大作用，使计算稳定，具体实现采用压制因子法^[23]。

解析信号即磁异常的总梯度是确定磁性体边缘位置的另一种有效方法，可以为我们提供更加准确的异常体分布情况，可以用于突出线性构造在位场上的反映，确定垂直物性界面的水平位置，如断裂、线性构造、地质体边界等。解析信号振幅也称总梯度模，解析信号振幅在磁性差异处会出现极大值，因此可以根据解析信号振幅极大值确定异常体的分布情况，三度体磁异常总梯度模计算写为公式(2)^[24]。

式中：$ \mathrm{\Delta }{T}_{\mathrm{x}} $、$ \mathrm{\Delta }{T}_{\mathrm{y}} $、$ \mathrm{\Delta }{T}_{\mathrm{z}} $分别是总磁异常$ \Delta T $的两个水平梯度与垂直梯度。

欧拉反褶积作为一种自动估算场源位置的位场反演方法是位场数据定量解释方面有力的工具。THOMPSON^[25]提出了一种利用齐次函数欧拉关系式分析磁异常剖面的方法。欧拉反褶积使用一阶x、y、z方向导数确定各种理想目标体（球体、圆柱体、薄板、接触带）的位置和深度，并采用特定的构造指数区分这些目标体。尽管理论上这种方法仅对一些具有已知常数结构指数的地质体类型适用，但是该方法原则上对所有地质体类型适用（表2）。

对于磁异常数据，假设对于一个观测平面，位于点（$ {x}_{0} $, $ {y}_{0} $, $ {z}_{0} $）的孤立场源，其在观测点（x、y、z）处总的磁异常强度可以用欧拉方程表示为公式(3)。

式中：N是场异常强度随深度变化的衰减率，它与场源的几何构造有关，称为构造指数（SI）。

田洋玛珥湖位于低纬度地区，该区域湖盆基底含有大量较强磁性的基性玄武岩，观测所得磁异常的形态远比高纬度地区相同地质条件下复杂得多，磁异常并不能正确反映地下异常体的情况。例如，田洋火山中心的磁总场异常为最大负异常（图3），磁总场异常受低纬度地磁近水平方向磁化，磁总场异常特征扭曲变形。

经过解析信号和低纬度化到地磁极校正（化极）可以恢复这种扭曲影响。为了进一步获得准确的异常分区，我们进行了磁异常解析信号分析，得到图4航磁异常解析信号。通过航磁异常解析信号，可以帮助我们准确的确定场源体的位置及规模，正确圈定玄武岩的分布，若仅通过图5田洋地区磁总场异常化极等值线图推断玄武岩分布情况，我们可能会高估玄武岩的分布范围。因此经过解析信号和低纬度化到地磁极校正（化极），可以帮助我们对航磁异常进行更可靠的定性解释。

田洋位于雷南火山群之中，其周围分布着多个火山口。在第四纪时期，火山活动频繁，不同区域存在着各种不同类型的磁异常。根据图5所示异常特征，我们对异常进行分区和特征描述（见表3）。

在M1区域，存在等轴状高磁异常，最大值为210 nT，表现为磁异常等值线近似圆形、中心高、四周低，并呈现出极大值点。此区域的磁异常最强，为正磁异常，这可能意味着存在大量水平截面接近正多边形的铅直棱柱体玄武岩。M2区域呈现出近南北走向的正磁异常，磁异常最大值为95 nT，这表明高磁玄武岩往北逐渐减少。M3区域显示南北走向高磁异常，磁异常最大值为110 nT，表示该区域玄武岩往北逐渐减少，该区域分布的高磁玄武岩或火山碎屑岩深度较浅。M4区域有局部高磁异常，最大值为100 nT。

欧拉反褶积是一种能自动估算场源位置的位场方法，以欧拉齐次方程为基础，结合位场异常、空间导数及各种地质体具有的特定的“构造指数”来确定异常场源的位置。图6为欧拉反褶积结果，可知M1区域的异常源深度最大，大于500 m，反映该区域的玄武岩及火山碎屑岩厚度较大。同时M4区域也存在厚度大于200 m的玄武岩及火山碎屑岩，而其余区域的异常源深度都较小。为防止CO₂矿化封存的泄露，同时考虑到高温的加速作用，受地温梯度的影响，将CO₂注入到更深的地层，可以有效提高矿化反应的速率^[2,26]。因此具有高磁异常，异场源深度最大，且玄武岩层厚度最大、分布最广的M1区域是CO₂矿化封存的首选场址。

根据图7田洋火山断陷盆地的北西-南东向解释剖面图，该剖面为图5中的BB'剖面，由北向南湖相沉积物，粘土、腐泥岩厚度由薄变厚在#275钻井，湖相沉积物厚度达到最大，再由厚变薄，反映了田洋火山断陷盆地湖相松散沉积层之下的火山岩基底面起伏变化较大。田洋火山断陷盆地的基底以火山碎屑岩与玄武岩为主，具有较大的CO₂矿化封存潜力。结合化极磁异常，推断田洋火山口的边界如图7虚线所示。

根据图8田洋火山断陷盆地的南西-北东向解释剖面图，该剖面为图5中的AA'剖面，由西向东湖相沉积物，粘土、腐泥岩厚度由薄变厚在#275钻井，湖相沉积物厚度达到最大，再由厚变薄。变化特征与剖面BB'相似。反映两剖面相交的M1区域玄武岩与火山碎屑岩地层连续性较强，结合化极磁异常，推断田洋火山断陷盆地边界如图8虚线所示。

综上所述，M1区域具有大量连续且厚度较大的玄武岩及火山碎屑岩，该区域可作为CO₂矿化封存的首选场址。

ELHUSSEIN和SHOKRY^[17]通过对航磁数据进行场源参数成像、欧拉反褶积等处理方法有效圈定了埃及东北部巴哈里亚绿洲Qaret Had El Bahr地区的玄武岩范围及玄武岩基底深度。玛珥湖区域内的高磁异常可以被解释为湖盆基底中的玄武岩与火山碎屑岩的共同作用所致^[12-16]。本研究基于航磁勘探方法结合钻井、岩石物性等地质资料对矿化封存备选场址田洋研究区进行玄武岩CO₂矿化封存选址工作，最终圈定了具有高磁异常，异场源深度最大，且玄武岩层厚度最大、分布最广的M1区域为CO₂矿化封存的首选场址，航磁勘探方法对于圈定玄武岩分布情况，进行玄武岩CO₂矿化封存选址是可行且高效的。

BLAIKIE等^[11]在位于澳大利亚东南部新火山省的第四纪玛珥火山科拉古拉克湖上获得了高分辨率的地面磁异常数据，并进行了二维正演和三维反演建模，得到了一个复杂的碗状玛珥火山地下结构。CASSIDY等^[13]通过结合地面重力及航磁数据进行地球物理建模，揭示了新西兰地区玛珥湖火山玄武岩呈浅碗状，直径达数百米，厚度达140 m。本研究所得的田洋火山口地质剖面综合解释图显示由火山口边界到火山口中心，田洋火山口湖相沉积物，粘土、腐泥岩厚度由薄变厚在，处于火山口中心处的#275钻井湖相沉积物厚度达到最大，反映了田洋火山盆地玛珥湖火山岩呈碗状，与国外有关玛珥湖结构的研究结果类似。

玄武岩与火山碎屑岩都具有磁性，在航磁异常中都可能显示高磁异常特征，单通过本研究设计的基于航磁勘探方法进行玄武岩CO₂矿化封存选址的工作流程并不能有效区分玄武岩及火山碎屑岩，需结合地震勘探、电法勘探等物探方法及钻井资料进行综合分析解释。同时选择具有高孔隙度与高渗透率的岩层也是CO₂矿化封存选址的重要指标，通过航磁勘探并不能有圈定具有高孔隙度与高渗透率的玄武岩层，对于CO₂矿化封存的选址航磁勘探结合地震勘探、电法勘探等物探方法及钻井资料十分重要。

1）CO₂矿化封存的原理为通过让CO₂与矿物发生反应，形成稳定的碳酸盐矿物颗粒，实现永久性的封存，其中适合CO₂矿化封存的主要矿物有火山玄武岩、大型火成岩省、蛇绿岩等岩浆岩。选址决策的关键一级指标为工程地质条件，充分了解研究区工程地质条件对于封存选址尤为重要。由于玄武岩与围岩具有较大的磁性差异，通过磁法勘探方法可有效圈定地下玄武岩分布情况。

2）通过化磁极处理，磁异常解析信号处理的航磁异常数据，结合欧拉反褶积结果，很好地揭示了田洋玛珥湖区域内的高磁性玄武岩及火山碎屑岩的总体分布情况及厚度。结合钻井资料，推断出了田洋火山口的大致边界、玄武岩及火山碎屑岩分布及厚度，所得综合解释地质剖面的一致性较强，反映田洋火山口区域具有大量连续且厚度较大的玄武岩及火山碎屑岩。

3）根据航磁异常的处理解释及结合综合解释地质剖面，田洋玛珥湖区域内的高磁异常可以被解释为湖盆基底中的玄武岩与火山碎屑岩的共同作用所致。

4）在CO₂封存中，为防止CO₂的泄露，封存的地层深度不宜太浅，同时考虑到高温的加速作用，受地温梯度的影响，将CO₂注入到更深的地层，可以有效提高矿化反应的速率。田洋火山口区域具有大量连续、场源深度大于500 m、厚度较大且分布范围广的玄武岩及火山碎屑岩，该区域可作为CO₂矿化封存的首选场址。

5）利用磁法勘探方法可有效圈定玄武岩的分布情况及源深度，但若要清晰的了解地下玄武岩层、火山碎屑岩层、沉积层的界面起伏情况、复杂的玛珥湖结构、评估玄武岩层的孔隙度、渗透率等物性参数仍需要结合地震勘探、电法勘探、钻井资料等多方面的地球物理与地质资料进行综合解释。