数值模拟示例

2025-02-25 08:25:26

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（一）研究区概况

1.区域构造

储存工程区地质构造简单，出露地层单一，除了部分地段见侏罗系出露外，全区大部分均为白垩系及其后的沉积地层，地层产状基本水平，为由西向东逐渐缓升。全区未见岩浆活动及变质作用，属于标准的地台相沉积。

2.区域地层

以神华CCS示范项目二叠系上统石千峰组（F3s）为例，研究区内均有分布，总厚度为300m左右，自下至上划分为5段，分别简称为：千5、千4、千3、千2和千1段，与下伏上石盒子组和上覆刘家沟组均呈假整合接触关系。石千峰组的沉积环境为炎热氧化环境，岩性为一套以砖红色、紫红色为特征的陆源碎屑岩夹少量碳酸盐岩及硅质岩组合。上部为紫红、砖红色泥岩夹钙质条带及淡水灰岩薄层或结核层。中下部为灰白色中粗粒长石局部为细砾岩，砖红色泥岩呈不等厚互层。

3.岩石学特征和矿物成分

（1）岩石学特征

通过岩石样品的薄片鉴定分析结果可知，石千峰组储层主要是棕红色、红色和浅红色的砂岩，主要的岩石类型为岩屑长石砂岩，岩石结构为碎屑结构。碎屑颗粒的粒度在0.1～2.2mm 之间，主要在0.7～1.2mm之间，为巨—粗粒碎屑结构。碎屑颗粒的分选较差、磨圆中等，碎屑颗粒之间以点接触为主，其次为线接触。孔隙式胶结，颗粒支撑。

（2）矿物成分

由所收集的石千峰组岩石矿物X－衍射分析数据可知，石千峰组储层的矿物成分为长石（21％～41%）、石英（24％～49%）；碳酸盐矿物主要为方解石（0％～20%），其次白云石（0％～2%）；黏土矿物为绿泥石（5％～10%）、蒙脱石（15％～20%）、伊利石（5％～10%）、高岭石（0％～5%），其他矿物主要有赤铁矿（0％～3％）。

（3）咸水水化学特征

石千峰组咸水层埋深大、咸水的矿化度高，与上下地层的水化学特征差异大，基本呈封闭状态。咸水的水化学类型为Ca-Na-C1型水，总溶解固体为31.2g/L,Ca^2＋浓度为6.45g/L，毫克当量占总阳离子量的59.89％;Na^＋浓度为4.56g/I_L，毫克当量占总阳离子量的36.9％;CI^－浓度为17.94g/L，毫克当量占总阴离子量的92.35％,

浓度为1.94g/L，毫克当量占总阴离子量的7.39％。

（二）地质模型

考虑到该研究区为低渗透情况，CO₂在径向移动100年内不会超过5000m，因此取模型的径向长度为5000m。虽然由于CO₂的注入引起的压力变化波及较CO₂实际运移羽远，但根据以往的资料及该盆地实际地质参数判断，压力不会波及5000m的边界；模型的垂向范围自石千峰组顶板到该组底板，总厚度为262m。本次研究CO₂灌注时间为20年，模拟时间为100年。为了研究不同CO₂注入方式对注入量和储存潜力等的影响，分别设计了定速注入和定压注入两种方式进行模拟研究。

（三）初始与边界条件

1.水文地质

初始条件和边界条件的设置对模拟结果影响较大。本次模拟过程中，初始的压力从地质模型的顶板开始，压力按静水压力梯度×10⁴Pa/m 计算；温度按照增温梯度3.5℃/100m 计算，在模拟过程中保持各层的温度不变进行等温模拟。整个模型的压力采用模拟方式进行静水重力平衡；根据实际地层取得水样实验测定结果，盐度设为0.03;CO₂初始的质量分数为0；径向内侧边界在注入井处为二类边界，外侧边界设为具有固定压力的一类边界，上下两侧均设为零流量边界；注入时间为20年，模拟时间100年。水文地质参数见表9-3。

本次数学模型中所采用的液相和气相相对渗透率计算模型分别为van Genuchten-Mualem模型和Corey模型；毛细管力的计算模型为Van Genuchten模型。详细的计算公式和参数见表9-4。

2.地球化学初始条件

矿物成分组成来自相同地层的露头岩屑岩矿分析；储层地下水化学成分来自相应地层的水化学分析；岩层矿物成分中伊蒙混层按蒙脱石处理，蒙脱石按地层水中Na^＋和Ca^2＋离子的比例分为Smectite-Na和Smectite-Ca，体积比为2:1；斜长石根据有关资料按照奥长石处理。根据收集的资料和室内实验分析，获得研究区的水化学成分和矿物组成，见表9-5和表9-6。

表9-3 模型中水文地质参数取值

表9-4 相对渗透率和毛细管力计算模型参数

表9-5 初始水化学成分

表9-6 岩层（石千峰组砂岩）矿物初始组成

（四）模拟结果及分析

1.定速率方式注入

由于该储层的储存潜力和注入能力未知，进行模拟时采用试探流量注入法，首先以任务量3.17kg/s的流速注入，如果在注入的过程中发生储层压力积聚超过岩层的破裂压力［(1.5～2.0)P₀经验值］、盐分析出堵塞孔隙等现象，停止注入，减小注入速率重新模拟，直至顺利注入为止。

（1)CO₂扩散运移

定速率情况下，从CO₂石千峰组各子储层中运移羽状态图来看（图9-4），距离顶板大约52m处的子储层CO₂扩散最快，20年时扩散到了约1000m，距离顶板160m左右的子储层中CO₂运移最慢，约500m。造成这种扩散速度不同的原因是因为此深度的孔隙度较其他位置大，渗透性好，有利于CO₂在储层中的扩散运移。停止注入后，CO₂继续在储层中扩散。100年时，扩散距离最远的达到1200m左右。

图9-4 石千峰组地质储层中CO₂羽状图（定速）

由于各子储层的孔隙度、渗透性等物性的不同，使CO₂进入不同储层的速率不同。从图9-5可以看出， CO₂进入子储层A81即图9-4中CO₂运移最远的子储层速率最大，进入该子储层的速率达到0.5kg/s。

图9-5 CO₂进入各子储层速率随时间变化图

（2)CO₂在储层中形态转化

经过多次试注，当注入速率为3.13kg/s时可以安全顺利地注入。由图9-6可以看出，注入20年时.储层中总的CO₂的量约为197.8万吨。从以CO₂在不同相态存在量分析，20年时以气态形式存在的约为159.65×10⁴t.占总注入量的80.71％，水相中溶解的CO₂量为38.15×10⁴t，仅占总注入量的12.29％。当停止注入，时间演化到100年时，气体CO₂占总注入量的76.38％.溶解于水相的为38.1510⁴t.占总量的23.62％。

在CO₂注入的开始，储层的压力瞬间急剧上升，达到4.9×10⁷Pa，然后趋于稳定，注入期间稳定状态时储层的压力维持在3.6×10⁷Pa左右。当CO₂注入停止时，储层的压力急剧下降，然后维持在2.0×10⁷Pa左右（图9-7）。

图9-6 CO₂地质储存总量及不同封存曲线

（定速）形式量随时间变化曲线

（定速）（3）储层压力变化

图9-7 储层压力积聚变化曲线（定速）

2.定压力方式注入

采用固定压力注入即在注入过程中保持井口压力恒定，注入量随时间变化的一种注入方式。本次模拟在确定每个单组子储层注入井的注入压力时，采用公式P=1.3P₀＋ρCO₂g·h计算，其中P₀为静水重力平衡后最上储层的初始压力，ρCO₂为超临界CO₂的密度，1.3P₀时取700kg/m ³。

（1)CO₂扩散运移

CO₂在固定压力方式下注入石千峰组，20年时，CO₂最远运移到距离注入井大约900m（图9-8a）， 100年时运移到1200m左右（图9-8b）。但是，在位于距顶板220m处的子储层中CO₂运移最快，这和定速率方式不同。主要是因为，在盖层除了孔隙度较大外，盖层的注入压力也比较大。因此，影响储存注入能力的因素不能仅考虑孔隙度和渗透性，还应该从注入压力方面考虑。从定压注入和定速率注入两种方式对CO₂在储层中的扩散距离影响程度来看，这两种方式几乎差不多。但是从进入到子储层的CO₂量来看，固定压力时CO₂进入石千峰组各个子储层的总速率最高为2.6kg/s左右（图9-9），低于固定速率的3.13kg/s，所以导致总注入量小于固定速率方式下CO₂地层中的含量。

图9-8 石千峰组地质储层中CO₂羽状图（定压）

（2)CO₂在储层中形态转化

图9-9 CO₂进入各子储层速率随时间变化图

图9-10 地质储层CO₂总量及不同封存变化曲线

（定压）形式量随时间变化曲线（定压）

图9-10为CO₂在储层中不同形态的捕集形式量随时间变化曲线。注入20年时石千峰组储层中CO₂总量达到123.86×10⁴t，而定速率方式下20年可以注入197.8×10⁴t（图9-6）。此时，CO₂以气态形式存在的量为95.1×10⁴t，占总注入量的76.8％，而液相占23.2％。相比定速率而言，此时水相的CO₂量较定速率时多。由于外界已不再注入CO₂,CO₂溶解于水相的量逐渐增加.100年时，水相中CO₂量达到35.7×10⁴t，占总注入量的28.8％。

（3）储层压力变化

从图9-11可以看出，在CO₂注入初期，有的子储层的压力骤然升高至2.6×10⁷Pa左右，然后维持在该值保持不变。而有的子储层压力维持在约2.3×10⁷Pa附近。从定压注入储层达到的最高压力和定速率注入达到的最高压力来看，定速率更高一些.这可能就是定速率注入时总的注入量大的原因。

图9-11 地质储存中压力积聚变化曲线（定压）

综合以上分析，CO₂按定流速注入方式比定压注入方式注入石千峰组的量多，造成此结果的原因主要是定速率注入时导致的储层压力增加的多；从CO₂在储层中运移距离来看，定速率注入和定压力注入两种方式下CO₂径向的运移距离相差不多，20年时大约运移900m左右，100年时大约运移1200m左右；在定压力注入方式下.水相溶解的量比定速率方式下多；定速率方式下，储层中压力积聚比定压力情况下大，这也是导致定速率情况下CO₂注入量大的主要原因之一。

3.考虑地球化学反应

CO₂注入储层后，由于一部分溶解于地层水中，导致地层水环境受到影响，酸碱值变化较大，打破储层系统原有的平衡，使岩层中的矿物与CO₂发生剧烈的化学反应。这些过程彻底改变着储，盖层岩石矿物的组成。同时，岩层矿物的改变影响到岩层孔隙度、渗透率等物性的变化，从而影响到灌注能力、储存潜力和CO₂在储层中的扩散速度与距离等。

本示例在考虑地球化学反应时，模拟研究CO₂地质储存量、灌注能力、不同捕集形式量之间随时间转化、储层岩石矿物时空变化等过程。模拟以固定速率方式注入模型为基础模型，耦合地球化学反应过程。

（1)CO₂在储层中的扩散运移

从CO₂在地层中运移的径向距离与不考虑化学反应模型比较来看，20年时径向扩散的距离影响不大，100年时考虑化学反应模型CO₂径向运移约1000m，而不考虑化学耦合时运移1200m（图9-12），即考虑化学反应耦合情况下对CO₂在储层中的运移具有一定的影响。

图9-12 CO₂在地质储层中的扩散运移

（2)CO₂在储层中封存形式转化

以3.17kg/s的固定速率进行注入时，储层压力积聚不会超过破裂压力（图9-13）。总量等同于不考虑化学反应模型。注入20年时，气相（自由相态）的CO₂量为99.5×10⁴t（图9-14），占总注入量的75.3％，液相中溶解的CO₂量为32.6×10⁴t，占总注入量的24.7％，此时由于时间较短，未曾发现进入矿物相的CO₂。从20年CO₂停止注入到模拟时间100年时，储层中自由态的CO₂逐渐溶解于地层水中，自由相的CO₂量逐渐减少（图9-14），至100年时含量为89.3×10⁴t，较20年时减少10.5×10⁴t，而水相中CO₂的量增加了3.53×10⁴t，则其余CO₂与围岩的矿物反应，进入到矿物相转化为矿物而被封存，占总注入量的5.21％。但是矿物封闭机制发生较晚，大约在20年后才开始发生（图9-14）。

图9-13 子储层压力积聚变化

图9-14 CO₂在地质储层中不同捕集形式之间转化

从图9-与图9-15CO₂灌注期间进入各子储层速率对比可见，考虑化学反应和不考虑化学反应时，CO₂进入到子储层的速率大致相同，平均值在0.502kg/s左右。

图9-15 CO₂进入不同子储层流速随时间变化

（3）储层水pH和岩层矿物组成

1）地层水pH变化。

CO₂进入储层后，慢慢溶解于地层水中，增加水的酸度。图9-16储层水的p H在20年和100年时空间变化2D图显示，CO₂注入期间，注入井附近p H最低可降至2.0左右，在CO₂扩散羽内，p H维持在5.5左右。100年时，由于组成岩石的原生矿物的溶解和次生矿物的沉淀等作用，消耗掉的H^＋得不到及时补充，导致地层水的pH增加，维持在6.15左右。

2）矿物体积丰度。

方解石与储层水化学反应速度比较快，反应受热力学平衡控制。在CO₂注入期间，由于CO₂在浮力的作用下漂移到上覆盖层的底部，并在此聚集，溶解在水相中的CO₂量较大，此处地层水的p H较低（图9-16a）。此处方解石与储层水反应主要表现为溶解（图9-17a）。在CO₂经过的储层区域，溶解在水相中少量的CO₂被矿物的溶解消耗掉，pH得到缓冲，减小幅度不大。此区域的方解石表现为沉淀。100年时，由于pH维持在一个弱酸环境，此环境下方解石处于沉淀状态，最大沉淀体积变化量为0.0l12％。

图9-16 储层水的pH变化

图9-17 方解石体积丰度变化（％）

石英和高岭石在模拟期间一直处于沉淀状态。在酸性环境中，沉淀量较小，而在弱酸性条件下体积变化量较大（图9-18、图10-19）。

图9-18 石英体积丰度变化（％）

图9-19 高岭石体积丰度变化（%）

如图9-20所示，伊利石在CC2羽内一直在溶解，而在羽的前沿与孔隙水接触的边缘处于沉淀状态。伊利石的溶解为上述石英和高岭石的沉淀提供Si，除此之外，奥长石在模拟期间同样处于溶解状态，见图9-21，与伊利石一起提供Si离子。

图9-20 伊利石体积丰度变化（％）

图9-21 奥长石体积丰度变化（％)

片钠铝石在高CO₂分压和具有特殊环境条件下才能生产。在CO₂注入的前20年没有发现片钠铝石沉淀，而在100年时发现少量的片钠铝石，体积丰度最大仅为10^-5数量级，图9-22。

图9-22 片钠铝石体积丰度变化（%）,100年

（4）单位体积孔隙介质捕集CO₂量

图9-23为CO₂注入期间和停止注入后单位体积的储层介质捕集CO₂的量空间变化图，图9-23a中显示，在前20 年内，在pH 较低区域，如盖层下部与储层交界处主要以含碳元素的原生矿物的溶解为主。从岩层原生矿物初始值分析，造成这种情况的原因主要是方解石的溶解。而在pH 高值区域方解石的沉淀是储存CO₂的主要矿物。100年时，由于pH 维持在微酸性条件，造成许多原、次生矿物的沉淀，如方解石、石英、高岭石及片钠铝石等，而只有方解石和片钠铝石的沉淀对CO₂固定有贡献作用，此时单位体积的储层可储存1.5×10^-1kgCO₂。