黑龙江林甸地区深部咸水层CO2地质储存条件与潜力评估

马永法，周学军，董俊领，詹 涛，王 旭，刘 玲，刘 玉，刘 艳，何 兰，李 昌，史珍珍

（1.黑龙江省生态地质调查研究院, 黑龙江 哈尔滨 150030；2.中国地质大学（武汉）环境学院, 湖北 武汉 430074）

由温室气体（CO2、CH4、N2O、HFCs、PFCs、SF6等）浓度升高引起的全球气候变化问题已经引起了全球的广泛关注。其中，CO2是引发温室效应的主要因素，其作用占全部温室气体的60%以上[1]。CO2减排是缓解温室效应的必要措施。欧美国家及日本的经验表明，地质储存是处置CO2的有效途径之一[2-4]。可用于CO2地质储存的场地主要有沉积盆地内的咸水层、枯竭油气田和无商业开采价值的深部煤层等[5-9]。其中，咸水层储量较大，经预测在我国可占到全部地质储存量的98.64%[10]。目前，国内外对沉积盆地内的深部咸水层、油气田和深部煤层 CO2地质储存的研究，尤其是储存潜力的评估已经取得了一些成果[11-26]。其中，国外比较典型的深部咸水层CO2地质储存量的评估方法与深部煤层的计算方法相近，分别是碳封存领导人论坛（CSLF）计算方法[10,23]、美国能源部（USDOE）计算方法[14]、欧盟计算方法[17]、ECOFYS 和TNONING 计算方法[26]，并应用到了实际评估中。从国内典型案例来看，有研究者利用溶解度法计算了我国24 个主要沉积盆地的深部咸水层理论CO2储存量[14]。通过开展我国CO2地质储存适宜性评价与示范工程，前人采用CSLF 计算方法对我国主要沉积盆地深部咸水层的CO2区域级与盆地级的储存量进行了计算[10]。有学者考虑了我国沉积盆地含水系统的差异，将25个主要沉积盆地划分为三种类型含水系统，分别建立模型后利用溶解度法计算得到CO2储存量[19]。针对鄂尔多斯盆地咸水层CO2储存潜力，研究者采用 CSLF计算方法估算了其CO2有效地质储存量[23]。基于源-汇匹配方法，前人对苏北—南黄海盆地CO2地质储存量进行了评估[24]。但以上研究，多数限于区域级和盆地级的储存潜力评估，对于次盆地级的研究较少，尤其是利用地热勘探井对属于CO2地质储存较适宜区、适宜性评价重点调查评价区的松辽盆地[10]，尚未开展其次盆地级且缺少石油勘探资料的林甸地区储存地质条件分析与潜力评估研究。

经过地质部门数十年的地热勘探、研究[27-29]，现已探明林甸地区埋藏深度在940～2 062 m 的中生代白垩系泉头组三四段、青山口组和姚家组砂岩层状地层中蕴含有丰富的咸水，溶解性总固体可达2 000～9 000 mg/L，且在白垩系上统姚家组地层之上沉积了嫩江组、四方台组、明水组，岩性以层状泥质岩为主，厚度在800～1 300 m，可以较好封闭CO2，是良好盖层。同时，林甸地区紧邻大庆市，作为中国最大的石油工业基地，大庆市石化工业发达，化工企业众多，碳源集中且充足，规模大，距离短，为研究区的CO2地质储存提供了有利条件。本次工作以林甸地区深部咸水层为研究对象，通过野外调查与搜集整理相关地质资料，进行综合研究，根据CO2地质储存条件，深入分析该地区的储盖层、断层、地下水动力特征，在判断其具备储存条件的基础上，利用国际权威潜力评估公式，计算基于林甸地区的主要4 个二级构造单元CO2地质储存量，并对该地区深部咸水层CO2地质储存潜力进行评价，为下一步开展适宜性评价、目标靶区筛选及场地选址与示范工程建设提供技术支撑，对我国实现低碳减排与碳中和目标具有重要的探索意义。

1 研究区概况

林甸地区处于松花江—辽河平原北部，地貌类型为低平原，地势平坦，东北略高，西南偏低，海拔143～160 m。春季干旱多风，夏季高温多雨，秋季降温急剧，冬季寒冷干燥，四季分明，年平均气温3.3 °C，属温带大陆性季风气候。

按照大地构造分级，研究区呈中部隆起、两侧凹陷，主要分属4 个二级构造单元，北部为北部倾没区的乌裕尔凹陷、克山依龙背斜带，南部为中央凹陷区的齐家古龙凹陷、黑鱼泡凹陷（图1）。根据以往地热及石油钻孔资料[27]，研究区的地层层序自上而下分别为：第四系，岩性以松散黏土、砂为主；古近系，岩性以泥岩、砂砾岩为主；白垩系，岩性以泥岩、砂岩为主；侏罗系，岩性以砂砾岩为主；石炭～二叠系为基底，被印支期和燕山期花岗岩侵入，岩性以浅变质岩为主（图2）。

图1 林甸地区区域地质图Fig.1 Regional geological map of the Lindian area

图2 林甸地区CO2 地质储存垂向储盖组合Fig.2 Vertical combination of reservoir and caprock of CO2 geological storage in the Lindian area

2 储存原理与机制

2.1 储存原理

当CO2处于压力高于7.38 MPa、温度高于31.1 °C条件下时，即进入超临界状态。超临界CO2是一种高密度流体，具有较好的流动性，在物理特性上兼有气体和液体的双重特性，即密度高，近于液体；黏度小，与气体相似，流动性远大于液体；扩散系数大，近于气体，为液体的10～100 倍。CO2地质储存原理是将其封存于深部地层中，达到超临界状态后，利用其物性特点，通过物理与化学过程储存，在有限的空间内达到最大的储存量，更有效地储存于地质体中。

2.2 储存机制

林甸地区无油气资源，因此，本文研究对象是深部咸水层，其主要有构造地层储存、残余气体储存、溶解储存与矿物储存4 种机理。在沉积盆地内，水力学俘获是咸水层储存CO2的主要机理，其不是单纯的物理或化学过程，而是上述4 种机理的综合过程。在注入CO2的过程中，一部分CO2因为浮力上升到含水层顶部，受到顶部隔水层的阻挡，在压力作用下由顶部向两侧流动。此时，一部分CO2因为气液相界面张力的作用被长久地滞留在岩石颗粒的孔隙中。当大量的CO2通过多孔介质体的时候，通常是以球滴状被隔离在岩石孔隙中间的，该方式称为残余气储存，且孔隙度越大，孔隙越发育，通过岩石的CO2量越多，束缚在岩石孔隙中的CO2也就越多。如果含水层中有小的地质圈闭，则CO2将在此汇聚，形成构造地层储存。随着CO2与地层水接触，逐渐被其溶解，相当于溶解储存，其溶解作用发生的程度主要取决于是否存在具有高渗透性的巨厚储层，且随储层环境温度、压力和矿化度变化而变化。同时，CO2通过扩散、转变与弥散等过程以溶解相的形式运移，与周围的矿物发生化学反应，矿物储存就开始起作用。在以上过程中，构造地层与残余气体储存属于物理储存机制，溶解与矿物储存属于化学储存机制。

研究区的储层岩石孔隙度最大可达31.5%，孔隙十分发育，较适于残余气体储存；储层岩石渗透率最大可达1 440×10-3μm2，厚度最大可达209.6 m，压力最大不超过23 MPa，温度平均约60 °C，溶解性总固体可达2 000～9 000 mg/L，较适于溶解储存。另外，矿物储存的发生需要较长时间，矿物反应速率小于CO2溶解速率，而且矿物储存是在溶解储存的基础上发生的，长时间内可认为溶解储存包含了矿物储存[30]。研究中因小的构造圈闭暂时无法准确确定，且在实际储存过程中由于水动力作用，构造地层储存的CO2在长时间内可认为完全溶解在咸水中，构造地层储存转化为溶解储存[30]。因此，在实际计算时，咸水层储存潜力可认为只由残余气体储存和溶解储存两部分构成。

3 储存地质条件

深部咸水层在储存CO2时必须保证其以超临界状态存在，才能保持稳定性和安全性，因此其顶部应至少在 800 m 以下；咸水层的岩石要有一定的孔隙度和渗透率，将有效的储存空间连通起来，方便CO2运移，达到最大限度的储存；咸水层必须与饮用水源隔离，上部盖有隔水层，防止CO2逸出，确保其长期储存[31]；储存CO2的岩层应较稳定，断裂带不会导致CO2泄漏[32]；咸水层的水循环越慢，越适宜储存CO2。

3.1 储盖层特征

根据勘探资料[27-29]，研究区内主要咸水层由下至上为中生代白垩系泉头组三四段、青山口组和姚家组地层，埋藏深度在940～2 062 m，砂岩较厚，孔隙度和渗透率较好（表1），其呈层状分布于整个林甸地区。姚家组—青山口组厚度为395～539 m，咸水层厚122～244 m，由姚家组二三段，姚家组一段，青山口组二三段，青山口组一段组成。其中，青山口组二三段砂体沉积较厚，单层厚度较大，是林甸地区的主力咸水层。泉头组在林甸地区呈层状广泛分布，顶板埋深1 200～2 100 m。泉头组三四段地层总厚度240～310 m，咸水层厚16～89 m。林甸地区的嫩江组、四方台组、明水组，岩性以泥质岩为主（图2），夹薄层砂岩，厚800～1 300 m，其在姚家组地层之上，呈层状分布于整个林甸地区，对CO2封闭和蓄积起到了较好的作用，是良好盖层。

表1 林甸地区CO2 地质储存主要储层厚度、孔隙度与渗透率Table 1 Statistical table of thickness, porosity and permeability of main reservoirs of CO2 geological storage in the Lindian area

3.2 断层特征

研究区断裂比较发育[27]，主要有3 条较大的断裂，分别为黑鱼泡凹陷西部边界断层、林甸断裂、林甸东断裂（图3）。

图3 林甸地区断裂分布图（据文献[27]修改）Fig.3 Fault occurrence map of the Lindian area(modified from [27] )

3.2.1 黑鱼泡凹陷西部边界断层（H13）

该断裂位于林甸地区东南部黑鱼泡凹陷西部边缘，从上地幔断至T3 层（泉头组底面），为壳断裂。此断裂由下向上延伸至泉头组的底面，距CO2储存目的层最底层（泉头组三四段）较远，尤其是距盖层最底面（嫩江组）更远，不会对CO2储存产生影响。

3.2.2 林甸断裂（L1）

该断裂位于乌裕尔凹陷内，研究区范围内长约40 km，属于壳断裂，其从上地幔延伸至嫩江组三段底面。该断裂带在T1 层（嫩江组底面）、T2 层（青山口组底面）与T3 层最大的断距分别为115，90，110 m。在T4 层（登娄库组底面）最大的断距为50 m，影响不到其上的泉头组储层。在T5 层（侏罗系底面）最大的水平断距为3 000 m，垂向断距为2 995 m。在T6 层（嫩江组三段底面）最大的断距为80 m。L1 未穿透嫩江组盖层，不存在CO2泄漏风险。同时，姚家组、青山口组和泉头组咸水层三个CO2储存目的层连通，方便CO2运移，利于CO2储存。

该断裂带在T2 层伴生有24 条小断层，断距最大可达190m，延伸长度最大可达11 km，连通泉头组三四段和青山口组咸水层两个CO2储存目的层，方便CO2运移，有利于CO2储存。在T3 层伴生有8 条小断层，断距最大可达70 m，其延伸长度在5～10 km，向上无法错断CO2储存目的层最底层（泉头组三四段），不会对CO2储存产生影响。

3.2.3 林甸东断裂（L2）

该断裂位于克山依龙背斜带和黑鱼泡凹陷内，属于壳断裂，垂向断距在750～2 955 m 之间，水平断距在1.7～6.8 km 之间。该断裂错断了侏罗系底面以下地层，但延伸不到CO2储存目的层最底层（泉头组三四段），距盖层最底层（嫩江组）较远，不会对CO2储存产生影响。L1 在T5 层的最大垂向断距可达2 995 m，为该地区垂向断距之最。据林甸地区干热岩钻探最新成果，该钻孔钻至4 000 m 终孔，刚刚穿透白垩系，到达侏罗系。因此，林甸地区深大断裂垂向延伸可能的最顶部也在距地面约1 000 m 以下到达嫩江组，受嫩江组之上巨厚的泥质岩隔水层阻断，不会连通咸水层和上部含水层，也不会导致CO2逸出。同时，L1 有效连通了姚家组、青山口组和泉头组咸水层三个CO2储存目的层的储存空间，方便CO2运移，有利于CO2储存。

3.3 地下水动力条件

松嫩盆地中央深、四周浅，因泄水区不十分明显，地下水流速缓慢。经研究[27]，因地势相对较高，滨洲铁路线以北的北安至海伦一线为该地区姚家组—青山口组含水层的供水区，地下水动力较强，水的实际流速最大可达50 cm/a；嫩江流域和通肯河流域为姚家组—青山口组含水层的水排泄区；依安、拜泉、明水等地区为姚家组—青山口组含水层的水交替过渡区，地下水动力相对较弱，水的实际流速最大可达20 cm/a；林甸地区为姚家组—青山口组深部咸水层的水交替作用停滞区，研究区内的乌裕尔凹陷、克山—依龙背斜、黑鱼泡凹陷、齐家—古龙凹陷4 个二级构造单元基本在停滞区内，地下水动力很弱，流速十分缓慢（图4），适合储存CO2。

图4 滨北地区姚家组—青山口组水文地质图[27]Fig.4 Hydrogeological map of the Yaojia Formation -Qingshankou Formation in the Binbei area[27]

4 林甸地区深部咸水层CO2 地质储存潜力

根据深部咸水层CO2地质储存条件，深入分析林甸地区的储盖层、断层、地下水动力特征，结果表明该地区具备CO2地质储存的条件，可开展储存潜力评估工作。

4.1 储存量计算方法

基于目前深部咸水层中CO2地质储存量的4 种主要计算方法，研究认为，CSLF 的计算方法根据储存机理的不同将深部咸水层中CO2储存量主要分为构造地层储存、残余气体储存、溶解储存三类，评估结果更为准确[23]。

CSLF 在评价深部咸水层CO2储存量时，提出用资源金字塔这一概念来形象地表述，将CO2地质储存潜力分为理论储存潜力、有效储存潜力、实际储存潜力、可匹配储存潜力四个层级，其存在相互关联和逐级递进的关系。

本文在计算时，咸水层储存潜力可认为只由残余气体储存和溶解储存两部分构成。

（1）残余气储存的理论储存量

式中：MCO2r—CO2在深部咸水层中残余气体储存的理论储存量/（106t）；

ΔVtrap—原先被CO2饱和然后被水浸入的岩石体积，该参数可理解为评价单元内整个深部咸水层的体积/（106m3）；

A—储层的面积/km2；

H—储层的有效厚度/m；

φ—储层岩石的孔隙度/%；

SCO2r—液流逆流后被圈闭的CO2的饱和度/%；

播种后，分别记载各品种的出苗期，并在出苗后观察统计各生长阶段的生长势、病虫害发生情况和倒伏情况；在大麦成熟后，每小区随机抽选10株进行考种，测量并记载其株高、穗长、小穗数、穗粒数等性状，同时将每个小区分开，单收、单脱、单计产，并折算产量。试验数据采用Excel2003和SPSS统计软件进行分析处理。

ρCO2r—在地层条件下CO2的密度/（kg·m-3）。

（2）溶解储存的理论储存量

式中：MCO2d—CO2在深部咸水层中溶解储存的理论储存量/（106t）；

ρs—地层水被CO2饱和时的平均密度/（kg·m-3）；

ρi—初始地层水的平均密度/（kg·m-3）；

—原始CO2占地层水的平均质量分数/%。

SCO2—CO2在地层水中的溶解度/（mol·kg-1）；

MCO2—CO2的摩尔质量，0.044 kg/mol。

根据加拿大Alberta 盆地咸水层溶解储量的结果，不考虑现状地层水含碳量的情况时，计算值偏大，但误差仅为1.3%[33]。本次研究的咸水层的水化学资料绝大多数仅限于主要离子，难以确定其含碳量，此处忽略地层水含碳量，直接利用溶解度计算。

（3）深部咸水层中CO2储存的总潜力

①理论储存量

式中：MCO2ts—储存总潜力的理论储存量/（106t）。

②有效储存量

式中：MCO2es—储存总潜力的有效储存量/（106t）；

E—有效封存系数。

CSLF 所提出的深部咸水层构造地层圈闭机理的计算方法与USDOE 所应用的计算方法相似，其提出的有效封存系数仅适合于构造地层储存机理计算。USDOE 采用的方法以有效封存系数E反映CO2占据整个孔隙体积的比例，利用蒙特卡罗模拟可以得到深部咸水层置信区间在15%～85%时，E的取值范围为4%～15%；置信区间为50%时，E的平均值为0.024。在数学模拟过程中所考虑的几个因素，对于其他封存机理有效封存系数的取值也有借鉴意义[23]。因此，本文E也取值0.024。

4.2 CO2 储存量

依据地质构造分区情况（图1），将研究区划分为乌裕尔凹陷计算区、克山—依龙背斜计算区、黑鱼泡凹陷计算区、齐家—古龙凹陷计算区，其面积分别为1 215，597，1 404，345 km2。分别计算四个构造区的姚家组二三段、姚家组一段、青山口组二三段、青山口组一段、泉头组四段、泉头组三段六个咸水层的储存量，采用地热钻孔数据绘出的各个储层的地层温度、压力等值线（图5、图6），采用地热钻孔的水样数据绘出的各个储层混合水的溶解性总固体等值线图（图7），计算参数均为各个储层的平均值（表2），其中储层厚度和岩石的孔隙度来自20 口地热钻孔的测井数据，初始地层水的密度采用陈瑞军等[34]的公式经高程校正后计算得出，液流逆流后被圈闭的CO2饱和度由Holtz[35]的经验公式计算得出，CO2在地层水中的溶解度采用Duan 等[36]和于立松等[37]的溶解度理论预测模型计算得出，储层中CO2的密度由张川如等[38]的CO2密度数据表进行内插求值得出。经计算，乌裕尔凹陷深部咸水层CO2理论储存量为168.28×108t，有效储存量为4.04×108t；克山—依龙背斜的理论储存量为100.30×108t，有效储存量为2.41×108t；黑鱼泡凹陷的理论储存量为161.09×108t，有效储存量为3.86×108t；齐家—古龙凹陷的理论储存量为49.24×108t，有效储存量为1.18×108t；整个林甸地区深部咸水层CO2理论储存量合计为478.91×108t，有效储存量为11.49×108t，储存潜力较大（表3），较适于CO2地质储存，与罗伟等[39]、宋铁军等[40]得出的关于本次研究的4 个二级构造单元的结论基本一致，为后续开展适宜性评价和目标靶区的筛选奠定了基础。

表2 乌裕尔凹陷、克山—依龙背斜、黑鱼泡凹陷与齐家—古龙凹陷深部咸水层储存量计算参数Table 2 Storage parameters of deep saline aquifers in the Wuyuer depression, the Keshan-yilong anticline, the Heiyupao depression and the Qijia-gulong depression

表3 林甸地区深部咸水层CO2 储存量Table 3 CO2 storage scale of deep saline aquifers in the Lindian area

图5 林甸地区深部咸水层CO2 地质储存各储层地温等值线图Fig.5 Maps showing isogeothermal lines of each reservoir for CO2 geological storage in deep saline aquifers in the Lindian area

图6 林甸地区深部咸水层CO2 地质储存各储层压力等值线图Fig.6 Pressure contour maps of each reservoir for CO2 geological storage in deep saline aquifers in the Lindian area

图7 林甸地区深部咸水层溶解性总固体等值线图Fig.7 Isoline map of TDS of the deep saline aquifer in the Lindian area

因研究区的石油探孔很少，本次研究主要是利用在地热资源勘探过程中已掌握的20 口地热钻孔数据开展了林甸地区深部咸水层CO2地质储存潜力的评估工作，一些参数通过经验公式计算得出，未充分结合实际进行模拟试验，评估结果在精度上还需要提高，但鉴于研究区构造简单，储盖层均呈层状分布，变化不十分明显，基本能达到研究目的。在以后的研究工作中，应加大资料搜集力度，并充分利用后续的地热资源勘探数据，进一步加大钻孔密度，加强室内试验，进行数值模拟[41]，提高研究精度，更精准地进行储存潜力评估。

5 结论

（1）林甸地区埋藏深度在940～2 062 m 的中生代白垩系泉头组三四段、青山口组和姚家组砂岩层状地层具有较好地孔隙度和渗透率，蕴含有丰富的咸水，溶解性总固体可达2 000～9 000 mg/L，且在白垩系上统姚家组地层之上沉积了嫩江组、四方台组、明水组，岩性以层状泥质岩为主，厚度在800～1 300 m，对CO2封闭起到了较好的作用，是良好盖层。该地区主要断裂带从上地幔延伸最顶部至嫩江组三段底面，受嫩江组之上巨厚的泥质岩隔水层阻断，不会连通咸水含水层和上部含水层，也不会导致CO2逸出。该地区深部咸水层处在地下水交替作用停滞区，地下水动力很弱，流速十分缓慢。因此，林甸地区深部的咸水层是CO2地质储存的良好场所。

（2）利用地热勘探井，并根据CO2地质储存技术机理，运用国际权威潜力评估公式，计算得到林甸地区深部咸水层CO2理论储存量为478.91×108t，有效储存量为11.49×108t，储存潜力较大，为研究区开展适宜性评价、目标靶区筛选和场地选址及示范工程建设提供了地质依据。