深部咸水层（共3篇）
深部咸水层 篇1
为实现二氧化碳减排的目标,大量二氧化碳需要注入到深部咸水层中( 埋深大于800 m) 。一个109W的燃煤发电厂每天将排放3×108t二氧化碳气体( 每年106t)[1]。将这些二氧化碳封存到地下,其运移范围可能超过100 km2; 而且大范围内流体压力将会有超过0. 1 MPa的增加[2]。在适合储存二氧化碳的咸水层中,二氧化碳被封存在低渗透率的盖岩层下部,在大面积的运移过程中有可能遇到不理想的盖岩层,如断层、裂隙、处置不当的废弃井等,使得深部储存的二氧化碳存在泄漏风险。在地下温度和压力条件下,二氧化碳相对于地下水而言较为活跃。如果存在垂直的通道,二氧化碳就会向上运移到达浅部含水层甚至地表。深部储存二氧化碳如果发生泄漏将带来一系列问题,包括1地下水酸化; 2泄漏的二氧化碳到达地表引发窒息危害; 3大气二氧化碳浓度增加将降低封存效率[3]。
为避免泄漏的发生或降低泄漏带来的危害,有关二氧化碳泄漏的研究越来越受到关注。目前的研究主要集中在泄漏机制、泄漏影响因子和泄漏过程中二氧化碳相态转变等方面。Agyagi等[4]对海底封存二氧化碳泄漏进行数值模拟,结果表明断层的渗透率对泄漏的开始时间和泄漏总量具有重要的影响。Pruess[5—7]考虑二氧化碳泄漏的热物理过程,对二氧化碳泄漏进行详细分析,发现以超临界状态被封存到深部咸水层的二氧化碳,一旦发生泄漏向上部岩层运移,它会经历大幅减压和体积膨胀的过程,并出现强烈的焦耳-汤姆逊冷却效应。Lu Chuanhe等[8]考虑二氧化碳非线性焓和黏度方程,通过数值模拟分析泄漏过程中二氧化碳的相态变化特征; 并对模型不确定的参数进行敏感性分析,发现断层的渗透性是泄漏过程中最敏感的因素。
目前,关于该方面国内的相关研究较少,需要进一步进行。基于多组分多相流运移理论对深部储存二氧化碳沿断层泄漏的运移规律进行研究,分析运移过程中二氧化碳相态的变化特征,并对断层渗透率进行敏感性分析。为深部咸水层二氧化碳的泄漏风险评估提供依据,确保二氧化碳地质封存的安全实施。
1 二氧化碳相态特征
当二氧化碳注入到深部咸水层,由于埋深大于800 m,咸水层的压力和温度超过临界值 ( 31. 1℃ ,7. 38 MPa) ,二氧化碳处于超临界状态( 见图1) 。
从物理性质上,超临界二氧化碳兼有气体和液体的双重特性[9],即密度接近液体,是气体的几百倍; 黏度接近气体,远小于液体; 扩散系数介于气体和液体之间,约为气体的百分之一,比液体大几百倍( 见表1) 。深部咸水层二氧化碳驱替咸水的过程中,超临界二氧化碳以非润湿相形式存在。本文称可含少量水分的超临界二氧化碳非润湿相为“气体”,称可溶解少量二氧化碳的水溶液润湿相为“液体”。
当温度或压力低于临界点时,二氧化碳会以气态、液态或气液混合态形式存在。深部储存二氧化碳通过泄漏通道向上运移的过程中,温压条件发生变化,二氧化碳的相态会发生转变。相态的转变对泄漏会产生很大的影响,气态二氧化碳的密度小于液态二氧化碳,所以气体状态的二氧化碳会受到向上的浮力作用。浮力作用会加快二氧化碳的泄漏。
2 多组分多相流控制方程
基于深部咸水层二氧化碳向上部岩层运移过程中的多相态特征,需应用到控制相态变化的质量守恒方程和扩散方程。
2. 1 质量守恒方程
该系统质量守恒方程可表述为,体积Vn中的流体质量变化等于由体表Гn流入的流体质量与源汇项流体质量之和
式( 1) 中,
式中,Mκ为某κ组分的体积质量( kg /m3) ; Mκβ为某κ组分β相态的体积质量( kg / m3) ; Mβ为某β相态的体积质量( kg /m3) ; φ为岩层孔隙率; Sβ为某β相态的饱和度; ρβ为某β相态的密度( kg /m3) ; Xκβ为某β相态中κ 组分的质量分数; Fκ为某κ组分的质量流速矢量[kg /( s·m2) ]; Fβ为某β相态的质量流速矢量[kg /( s·m2) ]; k为绝对渗透率( m2) ; krβ为某β相态的相对渗透率; μβ为某β相态的动力黏滞系数,( Pa·s) ; pβ为某β相态的压力( Pa) ; g为重力加速度矢量( m/s2) ; n为微元体表面的方向向量; qκ为某κ组分流出或流入微元体的体积质量 ( kg /m3) 。
2. 2 扩散方程
在多孔介质中,多组分、多相流的扩散方程可表述为
式中,f为扩散通量[kg /( m2·s) ]; d为扩散系数( m2/ s) ; C为扩散物质的体积浓度( kg / m3) ; fκβ为某κ组分β相态的的扩散通量[kg / ( m2·s) ]; φ为岩层孔隙率; τ为曲折因子; ρβ为某β相态的密度( kg /m3) ; dκβ为某κ组分β 相态的扩散系数( m2/ s) ; Xκβ为某β相态中κ 组分的质量分数。
3 二维多岩相结构模型构建
为研究二氧化碳通过断层泄漏的特点,基于运移理论本文建立一个二维二氧化碳泄漏模型,该模型包括三类岩相,分别为盖岩层( 弱透水层) 、浅部含水层以及连接深部咸水层和上覆含水层的断层通道( 见图2) 。模型顶部埋深为300 m,底部埋深为1 500 m,在垂直方向总厚度为1 200 m,在水平方向的总长度为240 m,断层宽度为1 m。在垂直方向分为60个网格层,每层厚度均为20 m; 在水平方向分为30个网格层,每层网格尺寸从1 m到15 m递增。该二维模型的参数选取见表2,盖岩层的渗透率为1. 0×10- 16m2,孔隙率为0. 10; 浅部含水层的渗透率为1. 0×10- 14m2,孔隙率为0. 25; 断层通道渗透率为1. 0×10- 12m2,孔隙率为0. 35。
整个系统为恒温系统,T = 45℃。在二氧化碳沿断层泄漏之前,需对整个系统进行重力平衡计算,以表明不同岩层深度的静水压力分布状况。模型上部边界初始压力为3. 0 MPa,底部边界初始压力为14. 6 MPa,右边界为第一类边界 ( 压力不变) ,其他为零流量边界。二氧化碳的泄漏是通过断层底部设置定压边界条件实现的,压力为15 MPa,二氧化碳在咸水层中的质量分数为1。
注: Sl为液体饱和度,p0为进气压力值。
4 二氧化碳沿断层泄漏的运移规律
深部咸水层储存二氧化碳的泄漏行为涉及多相流体的耦合 流动过程、热 传导、化学反 应等。TOUGH2 ( transport of unsaturated groundwater andheat) 是由美国劳伦斯伯克利国家实验室( LBNL) 开发研制的模拟多维孔隙或裂隙介质中多组分、多相流、非等温的水流及热量运移的数值模拟程序。其应用范围非常广泛,在地热储藏工程、核废料处置、环境评价和修复及二氧化碳地质处置中均有成功的应用范例。其中ECO2N是TOUGH2中的一个流体性质模块,主要应用于二氧化碳在咸水含水层中的地质封存,能对H2O-Na Cl-CO2混合系统的热动力和热物理性质进行综合分析[10]。基于上述二维模型及运移理论,通过TOUGH2-ECO2N实现深部二氧化碳沿断层泄漏的数值模拟,分析二氧化碳在岩层中的运移规律,以及运移过程中二氧化碳相态的变化特征。
4. 1 二氧化碳流体密度变化特征
二氧化碳的压缩性比水大,所以压力的变化会引起二氧化碳体积的较大变化。因此,深部咸水层二氧化碳沿断层泄漏过程中,二氧化碳所处的压力条件改变会导致其体积和平均密度的变化。图3为模拟区域气体密度的变化特征,由于气体中水分含量很少,该气体密度变化曲线可以视为二氧化碳的变化曲线。整个模拟过程系统温度恒定在45℃,因此气体密度主要随压力发生变化。随着深部咸水层二氧化碳向上运移,其所在的环境压力减小,导致二氧化碳的体积膨胀,密度减小。
4. 2 二氧化碳沿断层泄漏的相态变化特征
图4至图6为二氧化碳流量和水流量在断层顶部和底部随时间的变化状况。深部咸水层二氧化碳从断层底部边界进入,在浓度差和压力差作用下沿断层向上运移并驱替岩层中的水分; 断层内二氧化碳不断增加,水的饱和度减小。由图6可知,大约经过1. 5×105s后,断层顶部开始有水排出,而且水流量逐渐增加。大约在1. 0×108s后二氧化碳运移至断层顶部进入浅部含水层,见图5。此后的阶段,断层通道内二氧化碳和水的流量均快速增加,直至整个系统趋于稳定。值得注意的是,在1. 0×108~2. 5×1010s这个阶段,有两相流( 气体和液体) 从断层中流出。在这个阶段,水不仅依靠自身流动向上运移,而且还通过蒸发溶解到流动的二氧化碳中向上运移。由于断层中水的饱和度降低,气体的相对渗透率和流量随之增加。随着断层中的水分不断被驱替,在大约1. 0×1010s时刻 ( 图6 ) ,断层顶部液体的有效压力梯度方向改变,与原来相反。这就会导致断层顶部边界出现水回流的现象,回流的水通过溶解到二氧化碳气体流中再次被带出断层,整个断层通道逐渐被蒸干。最后,断层通道中就只有一个稳定的单相气体流。
4. 3 二氧化碳饱和度和压力分布特征
深部咸水层储存二氧化碳发生泄漏后,在浓度差和压力差作用下沿断层通道向上覆岩层运移,图7显示了泄漏后不同时刻气体饱和度的分布特征,由于气体中水分含量很少,该气体饱和度分布云图可视为二氧化碳气体的分布云图。超临界二氧化碳的密度比水小,重力差使二氧化碳受到向上的浮力,因此二氧化碳在岩层中的分布特征整体上呈现类似漏斗的形态。由于岩层的渗透率不同,当二氧化碳在浮力作用下向上运移的过程中,遇到渗透性较低的弱透水层,很小部分会缓慢渗入,大部分则沿着渗透性较高的断层向上运移,并进入浅部含水层,如图7( a) 、( b) 所示。随着泄漏的进行,断层通道中二氧化碳饱和度不断增加,在浓度差驱使下断层外围盖岩层中二氧化碳的扩散量增加,如图7 ( c) ~ ( e)所示。
随着二氧化碳在岩层中的扩散和运移,咸水层上部岩层的压力重新分布。泄漏初期,二氧化碳主要集中在断层和浅部含水层的交界面附近,导致附近的岩层压力略微增加。随着泄漏的进行,二氧化碳运移范围扩大,断层附近岩层压力都有不同程度的增加,尤其是交界面周围。
5 断层渗透率的敏感性
在二氧化碳泄漏模拟研究中,断层的水文地质参数如渗透率、孔隙率、毛细压力和残余气体饱和度等在很大程度上会对模拟结果产生影响,而断层的渗透率是控制断层内流体运移最关键的物理参数之一。因此通过对断层渗透率的敏感性分析来研究该因素对模拟结果的影响显得非常重要。
基于上述二氧化碳沿断层泄漏的模拟,选取三组不同渗透率的断层分别进行计算,具体参数见表3。由于断层渗透率的降低,二氧化碳在断层通道中的运移速率将变慢,因此二氧化碳泄漏后运移至上部含水层的速率变慢,见图10。图9为三组不同断层渗透率下,二氧化碳累计泄漏量随时间的变化特征,很明显,Case3和Case1、Case2相比,二氧化碳泄漏量明显增加。如果盖岩层中存在断层构造,但是该断层的渗透率相对较低时,深部储存二氧化碳的泄漏量相对于整个封存系统而言相当微小,基本可以不予考虑。
6 结论
二氧化碳泄漏过程中的运移规律是其可能造成危害的重要决定因素。断层构造、岩层渗透率以及咸水层的压力分布都会对二氧化碳运移产生影响。本文利用TOUGH2-ECO2N对深部咸水层储存二氧化碳沿断层泄漏的整个过程进行数值模拟,研究二氧化碳在泄露过程中的运移规律,以及运移过程中二氧化碳气体性质的变化情况。基于上述数值模拟,对断层渗透率在整个泄露过程中的敏感性进行分析。主要结论如下:
图 9 不同断层渗透率下 CO2累计泄漏量随时间的变化特征Fig. 9 The total leakage of CO2along with the changeof time under different fault permeability
( 1) 二氧化碳泄漏进入断层通道后,重力差使二氧化碳受到向上的浮力,逐渐向上运移,并缓慢地渗入断层外部渗透率较低的岩层。在整个岩层中,二氧化碳扩散晕呈现类似漏斗形式的分布。二氧化碳的泄漏使岩层压力重新分布,泄漏通道附近岩层的压力都有不同程度的增加;
( 2) 由于整个系统温度恒定不变,二氧化碳流体性质的变化主要取决于压力条件。随着二氧化碳向上扩散和运移,其所在的环境压力减小,二氧化碳体积显著增加,密度减小;
( 3) 二氧化碳沿断层向上运移并驱替断层中的水分。在这个过程中,水不仅依靠自身流动向上运移,而且还通过蒸发溶解到流动的气体中向上运移。随着气体饱和度的增加,断层通道中的流体由两相流变成单相流,整个通道最终被蒸干;
( 4) 在整个泄漏过程中,断层渗透率对流体运移起着关键性的影响。而在实际过程中还会受到毛细压力、残余气体饱和度等因素的影响,因此对这些还需要进行全面综合的后续研究。
参考文献
[1] Hitchon B.Aquifer disposal of carbon dioxide:hydrodynamic and mineral trapping:proof of concept.Geoscience Pub,1996
[2] Pruess K,Xu T,Apps J,et al.Numerical modeling of aquifer disposal of CO2.Spe Journal,2003;8(01):49—60
[3] Pruess K.On CO2fluid flow and heat transfer behavior in the subsurface,following leakage from a geologic storage reservoir.Environmental Geology,2008;54(8):1677—1686
[4] Aoyagi R,Kitamura O,Itaoka K,et al.Study on role of simulation of possible leakage from geological CO2storage in sub-seabed for environmental impact assessment.Energy Procedia,2011;4:3881—3888
[5] Pruess K.Numerical simulation of CO2leakage from a geologic disposal reservoir including transitions from super-to subcritical conditions and boiling of liquid CO2.Spe Journal,2004;9(02):237 —248
[6] Pruess K.Numerical simulations show potential for strong nonisothermal effects during fluid leakage from a geologic disposal reservoir for CO2.Geophysical Monograph Series,2005;162:81—89
[7] Pruess K.Integrated modeling of CO2storage and leakage scenarios including transitions between super-and subcritical conditions,and phase change between liquid and gaseous CO2.Greenhouse Gases:Science and Technology,2011;1(3):237—247
[8] Lu C,Sun Y,Buscheck T A,et al.Uncertainty quantification of CO2leakage through a fault with multiphase and nonisothermal effects.Greenhouse Gases:Science and Technology,2012;2(6):445 —459
[9] 许志刚,陈代钊,曾荣树.CO2的地质埋存与资源化利用进展.地球科学进展,2007;22(7):698—707Xu Zhigang,Chen Daizhao,Zeng Rongshu.CO2geological storage and utilization.Advance in Earth Science,2007;22(7):698—707
[10] Pruess K.ECO2N:A TOUGH2 fluid property module for mixtures of water,Na Cl,and CO2.Berkeley:Lawrence Berkeley National Laboratory,2005
深部咸水层 篇2
5结语
深部储层的石油对于我们国家来说是非常重要的资源，高效的开采深部储层的石油对于我们国家的能源安全来说有着非常重要的意义。所以我们应该根据深部储层的地质类型以及储层类型来制定更加有效的钻井方式和勘探方式，从而制定较为有效的方案，保证在钻井和勘探的过程中，能够有效的解决一些实际问题。这也是我们国家深部储层室友勘探钻井技术未来发展的重要研究方向。
参考文献：
深部咸水层 篇3
关键词：深部咸水层,CO2埋存,埋存量
本文引用格式:刘斌, 孙久强, 崔洋洋, 等.深部咸水层中CO2埋存机理及埋存能力计算[J].新型工业化, 2015, 5 (3) :47-53
Citation:LIU Bin, SUN Jiuqiang, CUI Yangyang, et al..CO2Sequestration Mechanism and Capacity Calculation in Deep Saline Aquifer[J].The Journal of New Industrialization, 2015, 5 (3) :47‒53.
0引言
由于各种人类活动, 尤其是世界范围的大量能源如石油、天然气和煤炭的消耗, 空气中二氧化碳的含量在过去的50年里从320ppm增加到了380ppm, 并且正以每年1ppm的速度持续增长, 导致严重的全球变暖 (USGS, 2008;IEA, 2008;Sprunt, 2006) 。图1中给出了从1850年到2010年空气中CO2含量的变化。大气二氧化碳的浓度上升导致全球平均温度升高了0.3~0.6℃。可以预测, 到2100年大气中的CO2浓度将达到840~979ppm, 1990—2100年间全球平均地面气温将升高1.4~5.8℃[1]。气候变暖给我们的地球带来许多灾害, 例如海平面升高与陆地面积减少、沙尘天气增多、南北极冰山融化、酸雨等。
CO2在大气中含量在很久以前达到100%, 历经了几十亿年的演变, 大部分CO2被植物吸收, 形成了今天低于0.1%含量的适合人类生存的环境。但是人类若不能处理好因持续开发和使用化石能源而导致的大量CO2气体重新排进大气圈的问题, 要使因CO2破坏的大气符合人类及其他动物生存的条件几乎很难完成。所以人类必须进行有效的措施来使气候恶化变慢、拯救我们的地球、拯救我们的家园, 这既是全球各国应尽的责任和义务, 也是确保全球经济和社会可持续发展的必要手段。我国于1992年6月和1998年5月分别签署了《联合国气候变化框架公约》和《京都议定书》。作为发展中国家, 我国近期不必承担减少或限制温室气体排放的义务。但我国是能源消耗大国, 其中能源消耗活动中排放的CO2占绝大部分, 排放量目前仅次于美国, 居世界第二。表1给出了我国近10年能源消耗活动中产生的CO2的总量, 由于电力能源主要来源于火电跟煤电, 水电、风电等几乎为零所以在这里不需考虑电力。初步估算, 预计到2025~2030年左右, 我国的CO2总排放量将达到67.0×108t, 约占世界的17.6%, 从而成为世界第一大排放国。因此, 我国减排CO2的国际压力和环境压力越来越大[2]。我国政府对气候恶化与CO2大量排放的问题高度重视, 并且已经表态, 愿意与国际社会共同为CO2减排尽一份力量。
2深部咸水层中CO2埋存
由于CO2在空气中的含量越来越大, 所以对CO2的捕集与埋存 (Carbon Capture and Storage, CCS) 倍受关注, CCS技术受到了越来越多国家的重视与支持。当前, 国际上CCS技术研发所研究的主要问题包括:CO2在地质封存系统中吸附和迁移的机理与规律, 在地层中的相态及其变化规律、化学反应及固化条件;注入CO2强化驱油 (Enhanced Oil Recovery, EOR) 过程中的物理化学理论问题、复杂渗透流体力学原理、各类EOR数值模拟;长距离管道运输CO2的化学腐蚀机理与规律;CO2埋存的安全性评价等。全球现有很多工业规模的CCS项目正在运行中。其中, 挪威国家石油公司——Statoil公司在北海开展的Sleipner天然气田CCS项目运行时间较长。该气田于1996年投产, 建有世界上第一个工业级CO2捕获设施, 用醇胺溶剂从天然气中吸收CO2并通过回注钻孔储存于深达1000m海床下的咸水层中, 处理能力约为100×104t/a。这是世界上首例CCS项目, 受到很多国家的重视, 先后已有挪威、英国、丹麦、荷兰等13个国家或地区的公司和机构参与。Statoil公司称, 这项计划的成本约为15美元/t, 比挪威政府征收的55美元/t的CO2排放税要低得多。除了Statoil公司第一个实现了CCS技术工业应用外, Shell, BP和Exxonmobil等大公司也开展了相关工作。
目前, 国外众多研究人员针对CO2深部地质封存的基本原理做了大量的研究并取得了很多成果。Gasda等[4]人对深部咸水层中CO2-咸水两相渗流过程进行了研究, 得出了CO2羽状流的演化规律, 建立了CO2逸出咸水层的动力模型, 并对CO2逸出风险进行了评估。Garg和Shukla[5]运用响应技术仿真分析, 对能源安全性和CO2减排压力进行了实证分析。Johnson等[6]通过建立相应的CO2减排理论模型, 分析了美国电力行业的分布, 回收碳价格, 能源价格和其他影响因素对CCS技术在电力行业采用CCS技术的可能性和成本问题进行了详细评估。Rutqvist等[7]人则利用该软件进行了深部咸水层封存CO2的两相流迁移过程模拟, 并计算了CO2到达上覆盖层底部时的流体压力, 以及上覆盖层的应力变化情况。这些研究成果主要集中CO2在咸水层中遇见的相关问题, 并能够为深部咸水层封存CO2的研究提供理论指导与帮助。
我国不少学者与研究机构也针对CCS技术进行了一些研究。李小春等[2]人将中国大陆地区24个主演沉积盆地分为70个储存分区, 利用容量系数法法计算了各储存分区地下1-3km深度内咸水层中CO2的储存容量, 并根据分区内及其周边CO2集中排放量, 对各分区进行分级评价。研究表明, 中国咸水层CO2储存容量达1.43505×1011t。华北平原大部, 四川盆地北部、东部和南部, 准噶尔盆地东南部都是将来优先考虑的CO2储存地区, 而东南沿海和华南大部, 应考虑利用近海沉积盆地内的咸水层储存CO2。孟繁奇等[8]人选取方解石作为研究对象, 为了揭示咸水环境中CO2与方解石相互作用的特点。重点探讨了方解石溶解现象的成因和温度对于方解石溶解程度的影响。研究证明了在CO2咸水中, 方解石的溶解现象有容蚀坑、溶蚀带和溶蚀晶锥, 各自分布规律及规模与温度有关, 对于CO2封存具有非常重要的意义。彭新晶等[9]人模拟了不同条件下二氧化碳地质储存过程中砂岩-盐水-超临界CO2的相互作用。表明了:随温度升高, 矿物溶蚀加剧, 有利于CO2的地质储存。加入扰动条件后可以促进反应溶液混合, 使岩石矿物表面溶液局部含量下降, 新矿物生成量减少, 随着扰动的加大, 阻碍了碳酸盐矿物的生成, 不利于二氧化碳的地质储存。郭建强等[10]人提出了深部咸水层CO2地质储存工程场地选址技术方法, 建立了深部咸水层含水层CO2地质储存多因子排序选址指标体系, 并综合分析了影响CO2地质储存工程的各项技术、地质安全性、经济、地面场地环境保护条件等各项因素。但是总体来说, 我国对于CCS的研究还处于起步探索阶段, 虽然国际上对深部咸水层的研究也尚未成熟, 但是仍然有许多地方值得我们借鉴。
3咸水层中CO2的埋存机理
CO2在深部咸水层中的埋存机理可分为物理埋存和化学埋存两大类, 其中物理埋存主要包括地质构造埋存和残余气体埋存, 而化学埋存主要是指溶解埋存和矿化埋存[11,12]。
地质构造埋存是指当CO2气体、液体或是两相流体遇到不渗透层无法继续运移而滞留在不渗透层下, 就形成了地质构造埋存。对于CO2而言, 尽管CO2的浮力交大, 然而不渗透层的隔挡作用致使其无法进行横向和侧向的运移。CO2封存在此类圈闭构造中一般都是原来含有油气或是本身地质构造中就含有地下水, 在此类构造中注入CO2后就形成了所谓的地质构造埋存。
残余气体埋存是指在地层运移过程中, 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, 因此通过岩石的CO2量越多, 束缚在岩石孔隙中的CO2也就越多, 因此该埋存方式也称为束缚气封存。但此种埋存机理仅仅有CO2通过多孔介质岩石是不够的, 只有当CO2通过岩石, 并且地下水又重新渗入被CO2占据的孔隙空间时, CO2才可以被大量地封存下来, 残余气体埋存才真正起到作用。通常残余气体埋存与溶解封存相结合, 才会将封存在岩石孔隙中的CO2最终埋存在地下。残余气体埋存的作用时间从注入二氧化碳开始将持续几十年、上百年, 甚至更长时间。
溶解埋存是指在向地下地质构造稳定咸水层中注入的CO2发生化学反应的开始时候, 大部分为溶解。溶解量的大小决定于存储体的温度、压强和盐量的大小。一般情形下, CO2在咸水层中的溶解度会随着压强的增大温度的降低以及盐度的增加而增大, 同时与地层水接触有关。CO2与流体接触率越高, CO2的溶解速度也就越快。伴随时间增长, 当CO2饱和流体比周围的未饱和流体的密度高大约1%时, CO2饱和流体会借这重力向下运动。所以, 与地质构造埋存中那种依靠浮力封存CO2的机理相比, 此种埋存方式更为有成效、埋存潜力更大。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地层, 特别是具有高垂向渗透率的地层。溶解埋存的时间可达100-1000年之间。
矿化埋存是指随着CO2溶解量和储存时间的增加, CO2将会与现场流体和岩石发生化学反应, 被叫做矿物埋存。影响CO2矿物埋存的因素很多, 储层水的组成、矿物岩石组成、体系的温度压力、固液界面张力、流体流速等在矿化过程中都发挥作用。由于矿化过程中有新矿物的产生, 所以矿物埋存被认为是目前最持久的、最稳定的埋存方式。
在上述埋存方式中, 地质构造埋存是目前处置CO2最重要的方式, 溶解埋存需要一个漫长的过程, 矿化埋存则能达到永久封存CO2的目的。
4咸水层的埋存量计算
深部咸水层中CO2埋存量的计算始于20世纪90年代, 许多学者已对部分发达国家 (如美国、加拿大、英国、丹麦、荷兰、日本等) 及全球范围内深部咸水层中CO2埋存能力进行了评价, 并已衍生出很多计算方法。IEA和IPCC分别对全球的CO2埋存能力进行了评估, 具体数据见表2。
从表2中可以看出, 相对于其他埋存类型, 深部咸水层的埋存潜力是最大的。咸水层中CO2的埋存量计算方法并不唯一[14], 目前常用的方法有以下几种。
1、圈闭法
a、水力圈闭
水力圈闭方式下CO2埋存量的计算以容积法为基础, 其理论埋存量可用下式计算[15]
式中:Vtrap为盐水层上不相区体积 (m3) ;M自由气为CO2水力埋存量 (kg) ;为CO2密度 (kg/m3) , 是储层压力和温度的函数;ϕ为储层空隙度 (参数) ;Swirr为束缚水饱和度 (参数) 。
b、残余气圈闭
残余气圈闭方式下CO2埋存量的计算量的计算法以容积法为基础, 理论埋存量可用下式计算[15]
式中:M残余气为CO2残余气埋存量 (kg) ;ΔVtrap为残余圈闭体积 (m3) ;为CO2残余饱和度 (参数) 。
容量系数法 (内包含溶解度法)
容量系数法是引入一个系数C[16]来表示圈闭控制区内可用于埋存CO2的孔隙体积分数, 包含了CO2气体部分和在地层水中溶解部分。依据具体的的咸水层的构造特征, 对各圈闭控制区划分体积比例。为了计算简易, 将残余饱和度圈闭控制区体积比例系数转化成构造圈闭控制区的体积比例系数。对两个系数加和, 可以确定整个咸水层的有效容量系数Ceff[17]。
则咸水层CO2埋存潜力计算为:
式 (3) 和 (4) 中:Ceff为整个咸水层的有效容量系数;p为构造圈闭控制区体积比例系数;q为残余饱和度圈闭控制区折合构造圈闭控制区后的体积比例系数;为构造圈闭控制区内CO2气体饱和度 (参数) ;为构造圈闭控制区内残余水饱和度 () ;为CO2在咸水层的溶解度 (质量分数) ;为地层条件下的CO2密度 (kg/m3) ;ρw为地层水密度 (kg/m3) ;r为溶解圈闭控制区体积比例系数;为咸水层CO2埋存容量 (kg) ;A为咸水层覆盖面积 (km2) ;D为咸水层厚度 (m) ;ϕ为孔隙度 (%) ;m为矿物圈闭系数。
我们不得不说的是当 (3) 和 (4) 式中的p=0、m=0、q=0时, 此时的 (4) 式就是溶解度法。
3饱和度计算法
饱和度法是指能够溶于咸水含水层的最大CO2量, 即咸水含水层中CO2达到饱和度时所能溶解的CO2。计算公式表示如下[18]:
式中:为CO2含水层储存容量 (kg) ;a为可用于储存CO2的咸水含水层平面分布范围占总盆地的比例, 取为0.01[19];h为平均厚度 (m) ;η为含水层厚度占总沉积层的比例, 经验取值0.1[18];n为孔隙度0.2[18];R为地层水中CO2溶解度 (mol/kg) 。为CO2的摩尔质量, 取为44g/mol。
4金字塔评价法
目前, 国际上在计算CO2地质埋存潜力时, 通常采用CO2储存容量金字塔估算方法[19]。即把CO2埋存容量分为理论埋存、有效储存量、实际储存量。其精度依次提高, 其成本越来越大。但是其储存潜力越来越小。
以下是金字塔3个等级CO2储存容量的计算公式如下[20]:
(1) 理论储存容量
(2) 有效储存容量
(3) 实际储存容量
理论储存假设深部咸水层的所有圈闭构造都被CO2完全充满, 整个孔隙空间都被CO2充分占据CO2在地层水中完全溶解。理论储存容量是储存容量估计的最大上限值, 是在不考虑其他因素的一种理论计算, 但实际上因为物理、经济、技术等因素限制, 它很难实现。有效储存量是考虑到理论储存量实现起来难度很大, 在现有的经济、储存技术条件下, 深部咸水层所能储存的CO2称为有效储存容量。有效储存容量一般随着数据精度的提高或认识的深入而改变。实际储存量它是有效储存容量的一部分, 在估算CO2储存容量时, 考虑到了技术、法律法规、环境、基础设施和一些实现储存CO2的经济因素。因此, 当经济, 技术等因素发生改变的时候, 实际储存容量也随之改变。匹配储存量是能成功注入咸水层的CO2。在CO2储存过程中, 深部咸水层中基质及孔隙流体的压缩性、孔隙度、渗透率等储存因素会发生改变, 成功注入咸水层的CO2的量也随之改变。
理论储存容量和有效储存容量一般用来评价国家或者盆地的储存潜力, 实际储存容量用来评价实际场地CO2储存能力以及场址的选择、设计和建设。
5结束语