房 琦，李義連，喻 英，劉丹青

（中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430074）

將超臨界二氧化碳（CO2）灌注到深部咸水層中，CO2流體首先將可流動的咸水驅(qū)替掉，隨后殘余的咸水則會蒸發(fā)或溶解到流動的CO2氣流中，導(dǎo)致咸水的鹽度增加直至達到飽和，從而發(fā)生鹽沉淀［1-3］。鹽固體顆粒會降低流體運動的孔隙空間，使?jié)B透率大大降低，從而阻礙CO2的進一步注入［4-6］，這種現(xiàn)象尤其發(fā)生在高鹽度咸水層中CO2灌注井孔內(nèi)及井孔周圍。

Giorgis等［1］模擬了枯竭氣田中干燥CO2氣體注入引發(fā)的鹽沉淀行為，結(jié)果表明巖鹽沉淀量取決于初始液體飽和度和咸水的流動性；Pruess等［2］認為較低的毛細壓力對巖鹽沉淀量的影響不大，僅使巖鹽固體飽和度增加10%；Alkan等［7］研究發(fā)現(xiàn)當毛細壓力越高時，對巖鹽沉淀量的影響也就越大，高毛細壓力作用下蒸干區(qū)的巖鹽沉淀行為受毛細壓力控制，至于其影響機制是咸水回流鹽分的吸入還是咸水滯留的影響尚不清楚。

本文以江漢盆地江陵凹陷高鹽度鹵水層為例，采用數(shù)值模擬的方法對超臨界CO2灌注到深部咸水層中毛細壓力耦合鹽度和CO2注入速率對注入井附近鹽沉淀的影響進行了研究，并通過對咸水流速曲線進行分段解析，揭示了毛細壓力作用下鹽沉淀量變化的機理。

1 研究方法

1.1 模型建立

采用二維均質(zhì)徑向模型模擬位于地表以下2 000m 徑向延伸10km 且厚度為50m 的深部咸水層，見圖1。模型垂向上每1 m 剖分一層共50層，灌注井井孔半徑為0.1m，井孔徑向10m 范圍采用等距剖分法每0.1m 剖分一個網(wǎng)格共99個網(wǎng)格，井孔徑向10～100m 范圍采用徑向遞增剖分法共剖分100個網(wǎng)格，井孔徑向100～1 000m 范圍采用徑向遞增剖分法共剖分50 個網(wǎng)格，井孔徑向1 000～10 000m 范圍采用徑向遞增剖分法共剖分50個網(wǎng)格。最外面的網(wǎng)格體積設(shè)為1040m3，模擬無限邊界，咸水層上下均為封閉邊界。CO2灌注井為咸水層底部20m 區(qū)域（見圖1），采用恒速注入方式，CO2注入速率Q 為20kg／s，模擬時間為30a。咸水層的水文地質(zhì)參數(shù)參考江漢盆地江陵凹陷沙4井鉆孔新溝咀組儲層巖石物性參數(shù)［8］，平均孔隙度為16%，平均滲透率為100mD；江漢盆地地表溫度為15℃，平均地溫梯度為35℃／km，屬于典型的“熱盆”，正常壓力梯度分布，得到2 000m 埋深儲層溫度為85℃，壓力為20 MPa。

圖1 模型示意圖Fig.1 Schematic diagram of model used in this study

1.2 數(shù)值模擬方法

本次數(shù)值模擬采用美國勞倫斯伯克利國家實驗室開發(fā)的專為深部咸水層CO2地質(zhì)封存研究設(shè)計的CO2-水-NaCl 多相流 模擬軟 件 TOUGH2／ECO2N［9-11］。對于多相流模擬，TOUGH2 軟件提供了不同的相對滲透率和毛細壓力方程。由于缺少研究區(qū)相對滲透率曲線和毛細壓力曲線相關(guān)資料，本文采用文獻中引用較多的模型，即相對滲透率曲線采用Corey模型，毛細壓力曲線采用van Genuchten模型，具體方程如下：

式中：krw為液相相對滲透率；krg為Pcap相相對滲透率；Pcap為毛細壓力；P0為啟動壓力；Sw為液體飽和度；Swr為殘余液體飽和度；Sgr為殘余氣體飽和度；λ為孔隙大小分布參數(shù)。

為了對比毛細壓力的影響，這里假定了兩組毛細壓力曲線（見圖2）：第一組參考有關(guān)文獻［9-11］參數(shù)，孔隙大小分布系數(shù)λ取0.46，啟動壓力P0取19 608Pa，代表低毛細壓力；另一組將λ降低至0.36，啟動壓力P0提高至62 500Pa，代表高毛細壓力。為了不涉及殘余水飽和度對鹽沉淀的影響，兩種毛細壓力曲線假定殘余水飽和度Swr相同都為0.30。

圖2 模擬中采用的毛細壓力曲線Fig.2 Capillary pressure curves used in simulations

鹽的溶解與沉淀被視作取決于咸水層溫度的巖鹽溶解平衡。巖鹽沉淀量用巖鹽固體飽和度（Ss）即固體鹽所占孔隙空間的體積分數(shù)表達。鹽沉淀導(dǎo)致孔隙度和滲透率的相應(yīng)變化采用“系列管”模型［12］。該模型將收斂發(fā)散的孔隙通道看作由一段段大小不同半徑互相串連的毛細管組成。該模型有兩個主要參數(shù)：含有兩種不同半徑的孔身分數(shù)長度（Γ）；滲透率降為零時對應(yīng)的孔隙度變化率（φr=φ／φ0≡1-Ss）。巖層滲透率變化率可表示為

本模型中φr和Γ 均取值為0.8，得到滲透率變化率k／k0隨巖鹽固體飽和度Ss的變化曲線，見圖3。當巖鹽固體飽和度Ss達到0.2時，巖層的滲透率降為0。

圖3 滲透率變化率（k／k0）隨巖鹽固體飽和度（Ss）的變化曲線Fig.3 Variation curve of k／k0with Ss

1.3 解析方法

將超臨界CO2灌注到深部咸水層中，CO2流體首先將可流動的咸水驅(qū)替掉，隨后殘余的咸水則會蒸發(fā)或溶解到流動的CO2氣流中，導(dǎo)致咸水鹽度增加直至達到飽和，從而發(fā)生鹽沉淀。巖鹽沉淀量多少主要取決于咸水的流動性［1-3］。

如圖4所示，對于任意網(wǎng)格，都會與相鄰網(wǎng)格在接觸面上發(fā)生水量交流，首先是孔隙壓力驅(qū)動下的咸水外流，其次是毛細壓力作用下的咸水回流。需要說明的是，對于垂向頂?shù)捉佑|面上的水量交換可能還受到重力作用的影響。

圖4 解析方法示意圖Fig.4 Schematic diagram of analytic method

咸水量q對應(yīng)的巖鹽固體飽和度Ss可通過下式計算：

式中：Xs為鹽度（%）；ρs 為鹽的密 度，取2 153 kg／m3；φ 為孔隙度；Vblock為網(wǎng)格的體積（m3）。

為了定量刻畫毛細壓力作用下CO2灌注井周圍巖鹽沉淀量的增加是對咸水滯留的影響還是對咸水回流的影響，本文對其咸水流速曲線進行分段解析，選取不同的觀測點和剖面對比，即可得到毛細壓力作用下巖鹽固體飽和度Ss的增加是滯留水量的增加還是咸水回流的結(jié)果。

2 結(jié)果與討論

2.1 鹽度耦合毛細壓力對巖鹽沉淀的影響

圖5給出了不同毛細壓力作用下的巖鹽沉淀固體飽和度隨鹽度的變化曲線。由圖5可以看出：對于較低的毛細壓力，巖鹽固體飽和度與鹵水鹽度（溶解巖的質(zhì)量分數(shù)XNacl）存在著顯著的線性關(guān)系，如與灌注井相鄰的網(wǎng)格A，其巖鹽沉淀量明顯高于距離井孔5m 處的網(wǎng)格B；然而，對于較高的毛細壓力，鹵水鹽度和殘余水飽和度不再是控制巖鹽沉淀量的主要因素，在強烈的毛細壓力作用下，巖鹽固體飽和度隨著時間持續(xù)積累，較短時間內(nèi)巖石孔隙便被固態(tài)鹽顆粒完全充滿。

圖5 不同毛細壓力作用下巖鹽固體飽和度隨鹽度的變化曲線Fig.5 Variation curves of Ssof salinity under different capillary pressure

為了弄清毛細壓力作用下對巖鹽固體飽和度的影響機理，本文選取25%鹽度位于最底層的與灌注井相鄰的網(wǎng)格A 和距井孔5 m 處的網(wǎng)格B（見圖1），通過分段解析液體流速曲線，并利用曲線面積法計算出相應(yīng)的鹽分變化，以探討毛細壓力對鹽沉淀的影響機理。

圖6給出了網(wǎng)格A（見圖6（a））和網(wǎng)格B（見圖6（b））在不同毛細壓力作用下的咸水流速曲線以及溶解鹽的質(zhì)量分數(shù)和巖鹽固體飽和度隨時間的變化曲線。需要說明的是，為了更好地表達咸水流速變化情況，其流速采用的是絕對值，液體流速出現(xiàn)突變轉(zhuǎn)折表示從轉(zhuǎn)折點起進入毛細壓力作用下的咸水回流階段。首先利用曲線面積法得到各階段液體流速曲線的咸水流量（單位為kg），然后根據(jù)公式（9）、（10）、（11）計算出滯留咸水量和回流咸水量以及對應(yīng)的巖鹽固體飽和度，見表1。由于垂向上的咸水交換量很小，這里僅作整體考慮。

對于鄰近井孔的網(wǎng)格A，低毛細壓力作用下，滯留咸水量對應(yīng)的巖鹽固體飽和度為0.063 4，回流咸水量對應(yīng)的巖鹽固體飽和度為0.037 7，總巖鹽固體飽和度為0.101 1，模擬值為0.101 9；對于距井孔5 m 處的網(wǎng)格B，低毛細壓力作用下，滯留咸水量對應(yīng)的巖鹽固體飽和度為0.061 0，回流咸水量對應(yīng)的巖鹽固體飽和度為0.002 4，總巖鹽固體飽和度為0.063 4，模擬值為0.062 2，表明毛細壓力作用下的咸水回流量影響較小。對于高毛細壓力情況，鄰近井孔的網(wǎng)格A 則會在強烈的毛細管吸入作用下獲得相鄰孔隙里持續(xù)不斷的咸水鹽分補給，使得咸水溶液因過飽和持續(xù)發(fā)生鹽沉淀，直至鹽固體顆粒完全堵塞巖石孔隙，將巖層滲透率降為零。通過分析表1的數(shù)據(jù)可以發(fā)現(xiàn)，較高的毛細壓力雖會提高滯留水量下的巖鹽沉淀量，但持續(xù)的咸水回流是造成高鹽分沉淀的主要原因。

圖6 毛細壓力作用下咸水流速曲線以及溶解鹽質(zhì)量分數(shù)和固體飽和度隨時間的變化曲線Fig.6 Variation of salt liquid flow rate，dissolved salt mass fraction and solid saturation with time under capillary pressure

表1 各階段液體流速曲線的咸水流量以及對應(yīng)的巖鹽固體飽和度（毛細壓力的影響）Table 1 Salt liquid flow rate and salt solid saturation of liquid velocity curve in each stage under capillary pressure

2.2 CO2注入速率耦合毛細壓力對鹽沉淀的影響

圖7 巖鹽固體飽和度隨CO2注入速率的變化曲線Fig.7 Variation of salt solid saturation with CO2injection rate

本文以25%鹽度低毛細壓力為例，分析了CO2注入速率對鹽沉淀的影響。圖7給出了巖鹽固體飽和度隨CO2注入速率的變化曲線。由圖7可以看出：巖鹽固體飽和度Ss明顯受到CO2注入速率的影響，隨著CO2注入速率的降低而增加；當CO2注入速率為20kg／s時，與灌注井相鄰的網(wǎng)格A 總的巖鹽固體飽和度模擬值為0.101 9，而當CO2注入速率降低至2kg／s時，總的巖鹽固體飽和度模擬值達到最大值，約為0.2。通過對液體流速曲線的咸水流量以及對應(yīng)的巖鹽沉淀量進行分段解析（見表2）發(fā)現(xiàn)，較低的CO2注入速率延長了咸水回流的時間，顯著增加了毛細壓力作用下的咸水回流量。

表2 各階段液體流速曲線的咸水流量以及對應(yīng)的巖鹽固體飽和度（注入速率的影響）Table 2 Salt liquid flow rate and salt solid saturation of liquid velocity curve in each stage under injection rate

3 結(jié)論

本文以江漢盆地江陵凹陷高鹽度鹵水層為研究對象，采用數(shù)值模擬的方法對超臨界CO2灌注到深部咸水層中毛細壓力對鹽沉淀的影響進行了研究，并通過對咸水流速曲線分段解析揭示了其影響機理，得到如下結(jié)論：

（1）低毛細壓力作用下，巖鹽固體飽和度仍與咸水鹽度存在著顯著的線性關(guān)系；高毛細壓力作用下，初始殘余液體飽和度和咸水鹽度不再是控制巖鹽沉淀量的主導(dǎo)因素，即使是低鹽度的咸水層，鄰近井孔區(qū)域會在強烈的毛細管吸入作用下獲得持續(xù)不斷的咸水回流鹽分補給，使得咸水溶液因過飽和持續(xù)發(fā)生鹽沉淀，直至巖鹽固體顆粒完全堵塞巖石孔隙，將巖層滲透率降為零。

（2）巖鹽沉淀量還受到CO2注入速率的控制，隨CO2注入速率的升高而降低，即便是在低毛細壓力作用下，較低的CO2注入速率也會造成嚴重的鹽沉淀效應(yīng)，原因在于較低的CO2注入速率延長了咸水回流時間，顯著增加了毛細壓力作用下的咸水回流量。因此，高鹽度鹵水層中以較高的速率注入CO2可有效緩解鹽沉淀的影響。

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