深部咸水层CO2地质封存对地层压力环境的影响

胡叶军,王 蔚,任 杰,王 媛

(1. 河海大学土木与交通学院,江苏 南京 210098; 2. 嘉兴市世纪交通设计有限公司,浙江 嘉兴 314001;3. 河海大学水利水电学院, 江苏 南京 210098; 4. 水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏 南京 210098)



深部咸水层CO2地质封存对地层压力环境的影响

胡叶军1,2,王 蔚3,任 杰1,4,王 媛1,4

(1. 河海大学土木与交通学院,江苏 南京 210098; 2. 嘉兴市世纪交通设计有限公司,浙江 嘉兴 314001;3. 河海大学水利水电学院, 江苏 南京 210098; 4. 水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏 南京 210098)

针对深部咸水层CO2地质封存过程中流体的运移和压力的传递现象,利用美国Frio地区的CO2咸水层封存试验实测数据,建立二维多岩相结构模型,模拟分析CO2地质封存中CO2注入阶段岩石孔渗性能的变化特征、岩层压力增加的变化特征以及CO2羽流的演化规律。结果表明,超临界CO2在驱替咸水溶液的过程中形成类似漏斗状的扩散晕,蒸发作用产生的盐沉淀主要位于井附近的单气相区,随着盐沉淀的增加,井周围的渗透率降低、压力积聚;盖层渗透性提高避免了储层内部出现过大压力,但却增加了泄漏的可能性。

深部咸水层;多岩相模型;固体饱和度;CO2羽流;盖层压力

CO2地质封存的适宜场所主要包括不可开采的煤层、枯竭油气藏和深部咸水层,其中深部咸水层因其分布面积广、厚度大、储存容量巨大且不能作为饮用水被开采使用，所以被认为是最具潜力的封存场所[1-4]。大量的CO2注入深部咸水层中会引起一系列多尺度现象,包括大尺度空间范围的压力传播、封存区域内的流体运移以及局部范围的盐析现象。这些现象会对盖层的力学稳定性产生重大影响,从而影响整个封存系统的安全性[5]。

CO2注入深部咸水层后主要以超临界态存在[6]。而超临界CO2在咸水层中的运移又是一个极其复杂的物理化学过程,该过程包括超临界CO2和咸水层中原有咸水在多孔介质中流动、矿物溶解和沉淀等缓慢地球化学反应过程[7]，并且还涉及多组分多相态的非等温渗流、对流和扩散过程[8]。超临界状态CO2注入深部咸水层后,一方面会在压力梯度和质量浓度梯度的驱动下随地下咸水在岩石孔隙中扩散；另一方面由于超临界CO2的密度小于咸水,因此会因浮力作用而向上运动[9]。除此之外,CO2在岩石孔隙中流动时,会因为毛细压力的作用而滞留在孔隙空间中[10]。这3种作用形式往往会同时存在,构成非常复杂的运移行为。同时,CO2在咸水层中的运移行为还会受到多种地下环境因素的影响,比如地层温度和压力的变化会影响超临界CO2的黏度,进而改变其在岩层孔隙中的渗透性能。

随着CO2地质封存技术的发展,国际上对CO2在深部咸水层中的运移规律有了较深入的研究,分别在现场试验与观测、室内试验和数值模拟方面取得了重大进展[11-13]。1996年,在挪威的Sleipner天然气田上开始了世界上第一项CCS(Carbon Capture and Storage)工程。在项目实施的同时,国际能源署(IEA)开展了SACA(Sleipner Aquifer CO2Storage)国际合作研究计划,运用地震波法进行CO2迁移状态的跟踪监测[11]。监测结果表明，CO2注入后大部分CO2会逐渐上浮,达到上覆盖层的底部并沿底部轮廓向四周扩散。由此可以看出浮力在超临界CO2运移过程中起到极为重要的驱动作用。美国能源局于2004年在德克萨斯州的Frio地区开展了CO2咸水层封存的试验性计划[12],利用观测井对各个阶段的CO2(包括注入前、注入过程中及注入后3个阶段)进行水文和地球物理化学监测。2004年,在阿尔及利亚的In Salah地区也开始咸水层的CCS项目,除了采用钻孔和地震波法观测CO2的运移过程外,还首次运用了卫星影像技术进行注入井附近地表位移的观测[13]。

CO2的注入过程涉及流体的运移和压力的传递。本文将基于Frio场地的地层特征,通过分析注入阶段岩石孔渗性能的变化特征、压力增加的时间和空间变化特征以及CO2羽流的演化规律,研究CO2地质封存对地层稳定性的影响。

1 Frio场地区域地质概况

1.1 Frio场地简介

Frio咸水示范试验是德克萨斯美国资源公司在德克萨斯州南部油田开展的一项关于咸水层地质封存的试验项目。试验过程中,每10 d内注入1 600 tCO2到达1 500 m深的饱和咸水砂层中。该示范区采用一个注入井和一个观测井,在注入前开展的活动主要为传统场地特征描述技术,例如区域地质背景回顾、详细区域地质模型开发、岩心样品实验室分析、咸水样品收集与化学分析等。在注入期间和注入后,通过观测井对整个过程中CO2在地下的活动进行监测,获得有关CO2在多个不同规模空间分布的信息,用以评估CO2地质封存的长期稳定性以及带来的环境效应。选择Frio作为CO2地质封存场所的优势在于:(a)该区域具有高渗透砂岩含水层,同时具有阻碍CO2向上部外渗的低渗透页岩隔水层;(b)该场地位于已知的油田开采区,具有较全面的地质资料,而且现有的钻井可在CO2地质封存过程中重复使用;(c)CO2的排放源临近该封存场所。

1.2 水文地质特征

Frio咸水示范区位于高盐地区的西南部,地层岩性在埋深方向呈现砂岩和页岩分层结构。砂岩层位于地表以下1 500 m,上部覆盖有大范围的低渗透性页岩层。砂岩层由A、B和C这3类砂岩组成,并通过局部的页岩层相互隔离。用于封存CO2的咸水饱和C类砂岩层,邻近深度1 500 m的Frio岩层顶板。根据钻孔资料获得Frio示范区埋深方向的水文地质参数。Frio咸水层埋深方向分层结构的总厚度为60 m,自上而下分别为厚度8 m的A类砂岩、厚度6 m的页岩、厚度12 m的B类砂岩、厚度10 m的页岩以及厚度24 m的C类砂岩。其中页岩层的渗透率为0.001 D,孔隙率为0.14;砂岩层的渗透率为0.2～3.7 D不等,孔隙率为0.23～0.35不等。

2 模型建立及参数概化

根据场地的钻孔信息和水文地质参数资料,建立以注入井为中心的二维多岩相物理模型,间距1 200 m,纵向埋深1 500～1 560 m。注入井处于C类砂岩层中心,埋深1 550～1 556 m,如图1所示。作为CO2储存层的C类砂岩层上部覆盖有A、B类砂岩,分别有页岩层隔离。对该二维模型进行网格剖分,深度方向根据厚度进行等距离剖分,分为30层,每层2 m;水平方向采用关键区域加密方案进行剖分,以注入井为中心逐步疏松,共分140层。整个模型共剖分为4 200个单元。

图1 多岩相模型示意图Fig. 1 Sketch of multi-lithofacies model

基于上述物理模型,通过TOUGH/ECO2N对咸水层CO2注入问题进行计算和分析[14],采用的模型参数参考场地水文地质资料。模型参数设置见表1,其中,λ为孔隙分布指数;Slr为残余液体饱和度;Sgr为残余气体饱和度;Sls为液体饱和状态下饱和度;p0为进气压力值;pmax为最大毛细压力值;Sg为气体饱和度;XNaCl为盐度。将CO2以恒定速度注入埋深1.5 km的深部咸水层中,咸水层为均质的各向同性砂岩层,厚度为24 m,注入井半径为0.5 m。咸水层上部是由砂岩和页岩组成的互层结构,可以形成多道屏障,阻碍CO2向上运移。整个储存体系上下边界为隔水边界,即不允许流体从该边界处流出;另外,当模拟进行到一定时间时,CO2将运移至左右边界,而系统中所有网格的初始体积是一定的,这将导致CO2不能继续向周围扩散而集聚于边界上。模拟时将左右边界设为第一类边界,压力不变,达到流体流出的效果。

表1 模型参数设置

注：(a)初始条件:静水压力分布,地温梯度30 ℃/km,地表温度10 ℃,Sg=0%,XNaCl=3.2%。(b)边界条件 ：左边界和右边界为第一类边界(定压边界),其他为零流量边界。

其他相同参数设置如下:岩石颗粒密度2 600 kg/m3,岩层热传导率2.51 W/(m·℃),岩石颗粒特殊焓920 J/(kg·℃),CO2扩散系数10-7m2/s,CO2注入速率1.85 kg/s。

图2 管道模型示意图Fig. 2 Sketch of tube model

本文在模拟过程中考虑了孔隙率的变化,即岩石孔隙率会随着多相流运移发生改变。采用Verma等[15]的管道模型(tubes-in-series)(图2)描述孔隙通道并计算渗透率的变化,R,r分别为不同管道的孔隙半径。CO2驱替咸水溶液的过程中,一方面会有部分CO2通过溶解作用进入咸水溶液中;另一方面咸水中的水分会不断进入气相CO2中。在注入井附近咸水溶液会出现超饱和状态而发生盐析现象。随着盐沉淀的不断积累,孔隙空间会被堵塞,进而改变岩层的孔渗性能。本文不考虑盐沉淀运动的影响,只考虑固相饱和度。盐析的产生对岩层孔隙率的影响可以通过下式来表示:

(1)

式中:φ——岩层孔隙率φ0——岩层的初始孔隙率;Ss——固体饱和度。

式(1)中,渗透率随固体饱和度值而变化,多孔介质渗透率的值可通过式(2)计算:

(2)

其中

图3 岩心渗透率比值与固相饱和度关系Fig. 3 Relationship between rock permeability ratio and solid saturation

式中:k——岩层渗透率;k0——岩层初始渗透率;Γ——大孔径管道长度与小孔径管道长度的比值;φr——渗透率降为零时的孔隙率占初始孔隙率的百分比(本文中这2个参数均取值0.8)。

根据式(1)和式(2),计算得到盐析对渗透率的影响,如图3所示。从图3可知,当固相饱和度为0.2时(即孔隙率降为初始孔隙率的0.8),渗透率降为0。

3 固相饱和度分布及渗透率变化

早期注入阶段,CO2驱替咸水的过程会伴随气-液相之间组分的转移。在蒸发作用下,咸水溶液中的水分不断进入气相中,咸水的盐度不断升高。当咸水达到饱和状态时,再注入CO2便会有盐沉淀形成。这个阶段对应着固相饱和度的迅速上升,如图4所示。在沉淀形成处,咸水被排干,固相饱和度保持不变。

图4 注入井附近Ss随时间变化的曲线Fig. 4 Variation of solid saturation Ssnear well with time

从图5可以看出,产生盐沉淀的位置处于注入井附近的单气相区。初始注入的CO2蒸发了注入井附近咸水中的水分,导致该位置盐沉淀的积累。如果盐沉淀的量达到一定的值,会大幅度降低注入井周围的渗透率,从而使流体的流动受阻。

图5 固相饱和度分布云图(注入100 d)Fig. 5 Distribution of solid saturation (100 days later)

4 CO2羽流的演变

超临界态的CO2注入埋深达1.5 km的深部咸水层中时,会出现气相CO2驱替液相咸水的过程。图6为不同注入时刻气相饱和度的分布特征,由于气相中水分含量很少,该饱和度云图可以看成是超临界CO2的分布图。

从图6中可以看出,气相驱替液相的过程如下:前期注入的CO2将注入井附近孔隙中的咸水排出,并占据孔隙空间;由于密度差的存在,CO2会在浮力作用下积聚于盖岩层下,盖岩层能有效地阻挡CO2继续向上运移;当盖层下方CO2积聚到一定量时,会在浓度梯度和压力梯度的作用下在咸水中扩散,并进一步溶解于咸水中。大量CO2注入咸水层后会形成3个明显的区域:单气相区(超临界态)、气-液两相区和单液相区。气相区主要分布在注入井附近,气-液两相区的分布与气相饱和度的分布一致,两相区外为原咸水构成的单液相区域。

图6 气相饱和度分布云图Fig. 6 Distribution of gas saturation

5 压力变化的时空分布特征

CO2在储层内驱替咸水的同时会伴随压力的传播,且压力传播的影响范围远大于CO2驱替范围。盖层的水文参数会对压力的传播产生重要的影响。图7为注入CO21 a后,不同盖层渗透率kg下压力增加(ΔP)的空间分布云图。从图7可以看出,盖层渗透率较大时(10-1D),垂向压力影响范围扩大至顶部岩层。在该种情况下,由于较多的咸水从储层中运移出去为CO2提供了空间,注入井附近压力增加幅度相对较小。盖层渗透率较小时(10-4D),阻挡了咸水的运动,压力集中在储层内,对上覆岩层的扰动较小。其他两种情况下,压力传播的影响范围介于上述两者之间。随着盖层渗透性能的增加,储层中的咸水进入上部砂岩层中的量也会增加,这样可以避免储层内出现过大的压力。

图7 压力增加空间分布云图(注入1 a)Fig. 7 Distribution of space with increasing pressure (one year later)

图8 注入井附近压力增加随时间的变化Fig. 8 Variation of pressure near well with time

图8为不同盖层渗透率下压力增加随时间的变化特征曲线。在注入井附近的位置,早期压力会快速的增加,用于驱替注入井周围的咸水;当注入井附近咸水被排出后CO2有足够的运移空间时,再注入CO2就会相对容易很多,压力就会慢慢下降。从图8中可以看出,盖层渗透率对注入井附近压力增加的幅度具有很大影响,压力增加的峰值随着盖层渗透率的增加而减小。此外,根据前文的分析可知,随着CO2不断驱替咸水,在注入井附近会伴随盐沉淀的形成。如果盐沉淀的量达到一定的值,会大幅度降低注入井周围的渗透率,使流体的流动受阻,从而导致压力积聚。如果大量CO2注入盖层渗透率极低的咸水层中,注入井附近及盖层下部过大的压力抬升可能会导致岩石的开裂,进而引发泄漏,影响封存的有效性和安全性。

6 结 论

依托Frio CO2封存场地的水文地质特征,通过数值模拟研究了CO2在咸水层中的封存过程。分析注入阶段CO2羽流的运移规律和压力增加在时间和空间上的分布特征,以及盐析现象对岩层孔渗性能的影响。

a. 超临界CO2在驱替咸水溶液的过程中,受密度差、浓度差和压力差的共同作用,因此在整个储存区域会形成类似漏斗状的扩散晕。此外,以注入井为中心存在着3个明显的区域:单气相区、气-液两相区和单液相区。

b. 驱替过程中的蒸发作用会形成盐沉淀,而且沉淀主要位于注入井附近的单气相区。根据VP模型的固体饱和度和渗透率之间的关系可知,当固体饱和度达到0.2时,渗透率降为0,从而使气相的流动受阻,压力积聚。

c. 盖层渗透率对压力的传播会产生重要影响。随着盖层渗透性能的增加,储层中的咸水进入上部砂岩层中的量也会增加。从空间角度来看,渗透率为10-1D的盖层,注入井附近的压力积聚不明显,压力可以很好传递到上部岩层;渗透率为10-4D的低渗透盖层,注入井附近压力积聚明显,压力无法穿越盖层传递到上部岩层。从时间角度来看,低渗透盖岩层压力积聚的速度要比高渗透盖岩层快,短时间内无法消散。

d. 封存场地盖层的性能至关重要,一方面盖层的低渗透性决定了CO2封存的有效性;另一方面过低的渗透性会导致储层内出现过大的压力,引起岩石开裂,从而影响CO2封存的安全性。

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Effect of CO2geological sequestration in deep saline aquifer on formation pressure environment

HU Yejun1, 2, WANG Wei3, REN Jie1, 4, WANG Yuan1, 4

(1.CollegeofCivilandTransportationEngineering,HohaiUniversity,Nanjing210098,China;2.ShijiDesign&ResearchInstituteofCommunications,Jiaxing314001,China;3.CollegeofWaterConservancyandHydropowerEngineering,HohaiUniversity,Nanjing210098,China;4.StateKeyLaboratoryofHydrology-WaterResourcesandHydraulicEngineering,Nanjing210098,China)

The process of CO2sequestration in deep saline aquifers involves fluid migration and pressure transmission. Based on the field data of CO2sequestration in saline aquifers in the Frio region of the United States, a two-dimensional multi-lithofacies model was established. The variation characteristics of the rock permeability during CO2injection, the variation characteristics of the rock pressure, and the evolution of the CO2plume were simulated and analyzed. The results show that the formation of a funnel-shaped diffusion halo was observed when supercritical CO2displaced the salt water, and salt precipitation due to evapotranspiration mainly occurred in the single gas phase region near the well. As salt precipitation increased, the permeability near the well decreased and the pressure increased. If the permeability of the cap rock is improved, the pressure in the reservoir will decrease, but the possibility of leakage will increase.

deep saline aquifer; multi-lithofacies model; solid saturation; CO2plume; caprock pressure

10.3876/j.issn.1000-1980.2016.06.007

2015-11-10

国家自然科学基金(51179060)；高等学校博士学科点专项科研基金(20110094130002)

胡叶军(1988—)，男，浙江嘉兴人，硕士，主要从事二氧化碳地质储存研究。E-mail:bigjun7732@163.com

王媛，教授。E-mail：wangyuanhhu@163.com

TE122

A

1000-1980(2016)06-0512-07