天然CO2沿井筒泄漏兩相反應流動特征模擬

鄭長遠,蔡雨娜,雷宏武,封官宏

(1.青海省水文地質工程地質環境地質調查院青海省水文地質及地熱地質重點實驗室,青海 西寧 810008;2.武漢大學土木建筑工程學院, 湖北 武漢 430072;3.中國科學院武漢巖土力學研究所巖土力學與工程國家重點實驗室,湖北 武漢 430071;4.吉林大學地下水資源與環境教育部重點實驗室,吉林 長春 130021)

人為溫室氣體過量排放加劇了全球氣候變化,碳減排等應對措施刻不容緩。2020年,習近平總書記在第七十五屆聯合國大會一般性辯論上鄭重宣布,中國力爭于2030年前達到CO2排放峰值,努力爭取2060年前實現碳中和[1]。2021年,中共中央、國務院印發了《關于完整準確全面貫徹新發展理念做好碳達峰碳中和工作的意見》,為碳達峰和碳中和工作進行了系統謀劃和總體部署[2],其中提出規?；疾都门c封存(carbon capture,utilization and storage,CCUS)技術研發、示范和產業化應用作為低碳科技的重要組成部分亟需攻關。

二氧化碳地質封存(carbon dioxide geological storage,CGS)是CCUS技術的核心組成部分,它致力于將捕獲自工業或其他排放源的CO2封存于地質環境中,實現CO2與大氣的長期隔離。CGS的目標儲層包括深部咸水層、枯竭油氣田、不可開采煤層、海底、基于二氧化碳的增強地熱系統等。其中,廣泛分布的深部咸水層由于其巨大的封存潛力被認為是最具前景的CGS目標儲層[3-5]。

CGS的安全性和有效性是CCUS技術研究的重點之一,而明確CO2注入后的泄漏風險和泄漏特征是評價其安全性和有效性的重要內容[6-7]。注入儲層的CO2可能沿斷層或裂縫系統、失效的井筒及薄弱蓋層等通道發生泄漏[8-9]。其中,由于勘探生產晚期的成熟沉積盆地往往分布有大量井筒,使得井筒泄漏風險劇增[10]。目前,CCUS項目中還未有深部封存的CO2發生泄漏事故的報道,但天然CO2泄漏事件并不少見[11-12]。因此,對天然CO2泄漏場地進行類比研究可為CCUS項目的泄漏風險評估提供重要參考依據。

我國西寧盆地南部在過去發生過多次與CO2相關的氣體突出及高壓井噴事故[13-14],并且廣泛出露富含CO2的泉點,為一典型天然CO2泄漏場地,其中ZK10井為該泄漏場地中一處典型的CO2井筒泄漏點[15]。本文以ZK10井為研究對象,結合實測數據與數值模擬方法,對ZK10井的泄漏動力學特征及伴隨的化學變化特征進行分析,在深入理解該井泄漏機制的基礎上,為CCUS工程中潛在的CO2井筒泄漏事故提供參考,并為相關泄漏監測提供理論依據。

1 ZK10井概況

ZK10井位于青海省海東市三合鎮,為2002年“青海省互助、平安縣嚴重缺水地區地下水勘察”項目所鉆。該井所處區域在地質上屬于西寧盆地南部,由基底和蓋層組成雙層結構。構造基底凹凸不平,四周被斷裂圍限,內部斷層和褶皺構造發育,而沉積蓋層產狀平緩、褶皺開闊。圖1為研究區水文地質簡圖,區內主要發育河谷型孔隙水系統、碎屑巖類裂隙孔隙水系統和基巖裂隙水系統。其中,中新生界碎屑巖類裂隙孔隙水為區內主要承壓含水層,也是本文主要涉及的含水層系統,其補給來源主要為周邊山區地下水,以及依靠西寧盆地邊緣粗碎屑巖接受的大氣降水和地表水補給,局部地區可從基巖山區得到隱伏側向徑流補給和河谷區潛水的補給。從西寧盆地邊緣至盆地中心,碎屑巖沉積物顆粒具有由粗到細的韻律性變化,地下水在盆地邊緣接收補給后,順層或沿構造裂隙向盆地中心徑流,形成多組承壓水。其排泄方式主要有3種:其一是通過上升泉排泄;其二是向上部含水層以越流補給形式排泄;其三為人為開采或沿廢舊井孔排泄。該含水層系統水化學特征具有較明顯的水平和垂直方向分帶性。水平方向上盆地邊緣海拔較高部位分布礦化度小于1 g/L的重碳酸型淡水,依次向盆地中心為礦化度1～3 g/L的硫酸鹽、氯化物為主的微咸水,礦化度3～10 g/L的氯化物、硫酸鹽咸水、鹽水鹵水帶[16]。值得一提的是,西寧盆地內斷層的發育導致碎屑巖地層呈壘塹式分布。由于壘塹構造埋藏條件不同,其水文地質條件差異很大。本文關注的ZK10井位于平安縣祁家川白堊系碎屑巖地壘式儲水構造的地塹部位,補給和循環條件相對較好,地下水礦化度相對較低[17]。

圖1 研究區水文地質簡圖[16]Fig.1 Hydrogeological map of the study area[16]

該區域發育CO2氣藏,在地表廣泛分布CO2泄漏點。ZK10井揭穿了該區域內的主要承壓含水含氣層,完井以來長期以間歇噴發形式自流[15],流體成分為富含CO2的氣-水混合物,為一典型的CO2泄漏點。

ZK10井鉆孔地質結構及相關地層巖性特征,如圖2(a)所示[15]。該井井深為212.43 m,深度136.81 m以上裝配套管,內徑為0.254 m,該深度以下僅裝配濾管,內徑為0.108 m。ZK10井井筒下部與白堊系民和組(K2m)承壓含水含氣層連通,地層巖性以粉砂巖、細砂巖為主,上覆以紫紅色泥巖為主的弱透水層。通過對該地區鉆井獲取的白堊系民和組地層巖芯樣品進行X射線衍射(XRD)分析,得到其礦物組分為45.32%石英、14.91%正長石、14.37%鈉長石、8.19%伊利石、7.49%白云石、4.88%方解石、4.83%高嶺石。

圖2 ZK10井鉆孔地質結構圖[15](a)、蓄水池水位隨時間的變化曲線(b)和ZK10井井口附近鈣華樣品照片(c)Fig.2 Schematic diagram of well configuration and exposed strata[15](a),variation in the water level with time within the sinkhole (b),and photo of travertine samples taken near ZK10 (c)

目前,ZK10井在近地表處被人為引流,并在該井口附近修建了一座排泄口及一方與排泄口連通的蓄水池。Cai等[18]采用定點錄像法監測了ZK10井井口附近裝配有水位標尺的蓄水池的水位變化及排泄口水氣間歇噴發過程,通過對監測數據進行后處理,得到了蓄水池水位隨時間的變化曲線如圖2(b)所示,其中0 m表示蓄水池頂部位置。以ZK10井井口附近排泄口開始或停止噴發時蓄水池的水位(-0.45 m)作為臨界水位,將間歇噴發過程劃分為噴發期和潛伏期,由此得到其噴發周期約為330 s,其中噴發期持續約200 s,潛伏期持續約130 s。另外,鄭長遠等[15]測得 ZK10井最大瞬時噴發水相流量約為67.53 kg/s,平均噴發水相流量約為1.82 kg/s,井口水溫約為17 ℃。由于地下水的脫碳酸作用,ZK10井井口附近形成了大量的鈣華沉積[圖2(c)],井筒內也因鈣華沉積發生過數次堵塞。

本研究對ZK10井井口氣樣、水樣及鈣華樣品進行取樣分析。其中,對水樣和固體樣品直接取樣,水樣取樣時需保證取滿取樣瓶,并對瓶口進行密封處理,以防止溶液中組分由于溫度、壓力變化而以氣態形式散失;對泄漏氣體在蓄水池中采用排水集氣法取樣,并在集氣瓶中留存少許水樣,密封瓶口,并在運輸及存儲過程中倒置瓶口,使得瓶口處于液封狀態,以防止氣樣流失及空氣混入污染樣品。氣體樣品組分委托中國科學院地質與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心地球化學測試部采用 MAT271 質譜計及 GC9160 氣相色譜儀測定。水樣中易流失的重碳酸根、碳酸根和游離CO2濃度采用Hach數字滴定器及配套試劑在現場滴定測定,pH值采用Hach HQ40D便攜式多參數水質分析儀現場測定,其他陰陽離子濃度委托中國地質大學(武漢)生物地質與環境地質國家重點實驗室采用ICS600 離子色譜儀測定。鈣華樣品礦物組分委托中國科學院武漢巖土力學研究所巖土力學與工程國家重點實驗室進行XRD分析。分析測試結果列于表1。

表1 ZK10井井口氣樣組分、水樣主要離子濃度和鈣華樣品礦物組成測試結果

2 模型建立

2.1 模擬器及控制方程

本文采用Shi等[19]基于TOUGHREACT[20]及T2Well/ECO2N[21]改進的井筒-儲層耦合多相反應溶質運移模擬器對ZK10井間歇噴發過程的動力學機制及伴隨的化學變化特征進行分析。該模擬器對井筒和儲層分別采用不同的流動控制方程,其中井筒流動過程由一維動量方程及漂移流模型描述,而儲層流動過程由達西定律描述。ECO2N狀態方程可描述溫度范圍為10～110 ℃、壓力小于60 MPa、鹽度高至飽和條件下H2O-NaCl-CO2體系的熱力學和熱物理性質[22]。模擬器中主要守恒、流動、溶質運移及動力學化學反應控制方程如表2所示,各參數符號意義列于表3中。

表2 模擬器中主要的控制方程

表3 控制方程中各參數符號及含義

2.2 網格剖分及模型參數

本文采用的模型概念圖和網格剖分示意圖,如圖3所示。模型由一個豎直井筒及與井筒下半部分連通的補給儲層組成。井筒深為212 m,深度136 m以上井徑為0.254 m,該深度以下井徑為0.108 m。根據實際水文地質特征,由于儲層中地下水存在流動,因此在模型中通過設置穩定壓力梯度模擬地下水流動情況。儲層厚為76 m(Z方向),沿地下水流方向長5 000 m(X方向),垂直水流方向寬2 000 m(Y方向)。模型沿Z方向均勻剖分,剖分的網格高度為2 m;在X-Y平面上采用局部加密的不規則網格剖分模式。模型假設儲層均質且各向同性,地下水以恒定壓力梯度流動。具體模型參數列于表4,其中初始溫度分布根據ZK10井井口及井底溫度平衡得到,而井口溫度給定研究區年平均氣溫(7.6 ℃),井底溫度則由研究區平均地溫梯度(39.9 ℃/km)、恒溫層埋深(15 m)及溫度(12.3 ℃)推測得到,壓力為靜水壓力分布,儲層孔隙度和滲透率引自文獻[15]。

表4 模型主要參數

圖3 模型概念圖(a)和網格剖分示意圖(b)Fig.3 Conceptual model (a) and grid generation in the X-Y plane (b)

由表1ZK10井井口水樣化學組分及鈣華樣品的礦物成分實測值可知,CO2-水混合物自ZK10井井底向井口泄漏過程中,主要丟失了CO2和鈣離子組分。因此,本文以ZK10井井口實測的水化學組分為基本水化學組分,使之與方解石及含有一定量CO2的地下水進行平衡反應,并將反應后的水化學組分作為儲層地下水化學組分。由于ZK10井井口鈣華沉淀礦物組分主要為方解石和石英,所以模型中僅考慮這兩種礦物的動力學反應過程,其反應動力學參數列于表5。

表5 模型中礦物反應動力學參數[23]

需要說明的是,由于儲層巖性及地下水化學成分復雜,僅由井口水化學數據反演得到的儲層水化學數據具有局限性,所以在模型計算過程中忽略了儲層中地下水的地球化學反應,僅關注地下水由井底沿井筒向上泄漏過程中的化學變化。

2.3 初始條件與邊界條件

井口設為定溫定壓邊界,給定大氣條件(7.6 ℃,0.101 MPa);井底設為定溫邊界。初始條件下井筒內充滿水,水中CO2質量分數假定為0,井筒初始溫度及壓力分布見表4。

儲層X方向兩端設為定溫定壓邊界,且兩端之間設定壓力差,一端為靜水壓力,一端大于靜水壓力,以模擬實際場地中南西-北東向的承壓地下水流向,模型忽略其他方向地下水流;儲層Y方向兩端設為零流量邊界;由于儲層上部主要為弱透水層,可作為區域性蓋層,故儲層頂部設為定溫零流量邊界。儲層初始溫度和初始壓力分布見表4。地下水中的CO2質量分數設為定值。需要說明的是,儲層X方向壓力梯度和地下水中的CO2質量分數沒有可靠的參考數據,需要通過擬合模型模擬結果與實測數據進行參數校正。

3 結果與討論

3.1 參數校正

通過調整儲層X方向壓力梯度和地下水中的CO2質量分數,匹配ZK10井井口水相最大瞬時流量(約為67.53 kg/s)及噴發周期(約為330 s),校正后的儲層X方向壓力梯度為0.007 MPa/km,地下水中的CO2質量分數為0.75%。校正后模型部分變量隨時間的變化曲線如圖4所示,可見模型模擬結果與實測值擬合較好。根據ZK10井井口水化學數據、鈣華礦物組分和校正后的地下水CO2質量分數反演得到的儲層水化學特征列于表6。

表6 模型中儲層水化學特征

圖4 模型計算結果和蓄水池水位實測值Fig.4 Simulation results of the model and measured water level of the sinkhole

3.2 間歇噴發機理

Cai等[18]采用熱-流耦合模型對ZK10井間歇噴發過程的動力學機制進行了詳細分析,本文模型在其基礎上耦合了化學反應過程,其動力學模擬結果與其基本一致,故此處僅對該過程進行簡要分析,以為后文化學過程分析奠定基礎。

圖5為間歇噴發過程中ZK10井井筒內氣相CO2飽和度及水相流量隨時間和空間的變化云圖,以及對應的壓力等值線,結合圖4,可得到ZK10井水氣間歇噴發的具體過程,即:①溶解了CO2的地下水自儲層沿井筒向上流動,壓力逐漸降低,到達CO2閃蒸深度(深度約為-45 m)后,溶解的CO2由于過飽和而逐漸析出為氣相CO2,從而在井筒內形成兩相流;②隨著析出的CO2越來越多,氣相CO2飽和度逐漸增大,當增大至一定程度后,觸發氣舉效應,大量積累的氣相CO2將水相推出井口,發生噴發,壓力迅速降低,氣相CO2飽和度達到最大;③噴發之后,井筒上部水相被消耗,噴發被抑制,而儲層補給加快,井筒內水位逐漸上升,氣相CO2飽和度逐漸降低,壓力逐漸增大,直至下一次噴發開始。

圖5 間歇噴發過程中ZK10井井筒內氣相CO2飽和度時空變化云圖及壓力等值線(a)和井筒內水相流量時空變化云圖(b)Fig.5 Spatial and temporal variations in gas-phase CO2 saturation and pressure (a) and aqueous phase flow rate within the wellbore (b) during the periodic eruption in ZK10

由此可見,ZK10井的周期性噴發過程受地下水中CO2的過飽和析出、氣舉效應以及儲層動態補給等過程的共同控制。

3.3 pH值變化特征

圖6為間歇噴發過程中ZK10井筒內地下水的pH值隨時間和空間的變化云圖,以及井筒內深度為-5 m處地下水pH值、水相飽和度、方解石沉淀量及流入流出該位置的水相流量隨時間的變化曲線。

圖6 間歇噴發過程中ZK10井井筒內地下水pH值時空變化云圖(a)和井筒內深度為-5 m處地下水pH值、水相飽和度、方解石沉淀量及流入流出該位置的水相流量隨時間的變化曲線(b)Fig.6 Spatial-temporal variation in groundwater pH (a) and temporal variations in groundwater pH,aqueous phase saturation, calcite precipitation amount,and inflow and outflow rates in aqueous phase at a depth of -5 m within the wellbore (b) during the periodic eruption in ZK10

由圖6可見,井筒內地下水的pH值在閃蒸深度以下基本維持穩定,而在閃蒸深度以上其隨深度的減小而增大。這是因為在閃蒸深度處,水相中溶解的CO2開始由于過飽和而析出,隨著流體向井口繼續泄漏,壓力繼續降低,CO2持續析出,反應式(1)、(2)平衡不斷向左移動,導致水中H+濃度持續減小,pH值持續增大。具體反應式如下:

(1)

(2)

除此之外,在周期性噴發作用的影響下,閃蒸深度以上同一深度處地下水的pH值也表現出周期性變化特征。如圖6(b)所示,噴發開始后,流體噴出,水相飽和度降低,而氣相CO2大量累積,所以此時水相被CO2飽和,使得水相的pH值在噴發后很短時間內迅速降低。而此時,井筒下部水相由于已經析出了大量CO2,所以pH值較高,這部分水向上補給,與上部pH值較低的水混合,使上部水相pH值增大。隨后,更深部的尚未大量析出CO2的pH值較低的地下水也向上補給,加上碳酸鈣沉淀對pH值的影響,使得水相pH值逐漸降低,直至下一次噴發開始。

3.4 礦物沉淀特征

圖7為ZK10井井筒內方解石和石英沉淀量隨時間和空間的變化云圖。

圖7 ZK10井井筒內方解石和石英沉淀量隨時間和空間的變化云圖Fig.7 Cloud chart of precipitation amount of calcite and quartz in ZK10 within the wellbore over time and space

由圖7可見:

1) 方解石沉淀僅發生在閃蒸深度以上,且主要集中在井口附近;在閃蒸深度附近,方解石隨相應位置溶液pH值的周期性變化而反復沉淀與溶解[圖7(a)]。結合圖6(b)可知:在ZK10井井口附近,方解石雖然持續沉淀,但其沉淀速率也隨周期性噴發過程發生有規律的變化;在噴發過程中,由于水相飽和度低且pH值小,所以方解石既不溶解也不沉淀,而在下部高pH值水向上補給后,方解石快速沉淀,然后隨著水相pH值的降低,其沉淀速率也逐漸降低,直至下一次噴發開始。

2) 石英在整個井筒范圍內均有沉積,但亦主要集中在ZK10井井口位置;不同于方解石的溶解度隨溶液pH值的增大而降低,石英的溶解度隨溶液pH值的增大而增大,且隨溫度和壓力的降低而減小[24],所以在閃蒸深度以下的位置也有較多石英沉淀,而在ZK10井井口集中沉淀主要是因為主噴發后水相pH值的大幅降低[圖7(b)]。

綜上所述,ZK10井間歇噴發過程中井筒內方解石和石英礦物的沉淀具有不同特征,但均受控于各礦物在地下水中的溶解度,而其溶解度又進一步受控于地下水的pH值、壓力及溫度。需要說明的是,在實際泄漏過程中,井筒內的沉淀物會隨水流運動,但本文模型未考慮這一過程。

4 結論與展望

本文以典型CO2井筒泄漏點ZK10井為研究對象,采用數值模擬方法分析了ZK10井間歇噴發過程中的動力學機制及伴隨的化學變化特征,得到了以下主要結論:

1) ZK10井的間歇噴發過程主要由CO2驅動,受地下水中CO2的過飽和析出、氣舉效應以及儲層的動態補給等過程共同控制。

2) 受控于地下水中CO2的過飽和析出及流體的混合作用,ZK10井間歇噴發過程中,井筒內地下水的pH值在閃蒸深度以下保持穩定,但在閃蒸深度以上隨其深度減小而逐漸增大,且隨時間發生周期性變化。

3) 受控于不同pH值、壓力和溫度條件下地下水中礦物的溶解度,ZK10井間歇噴發過程中,井筒內方解石在閃蒸深度以上發生沉淀,且主要集中在井口附近,而石英沉淀在整個井筒內均有分布,但亦主要集中在井口附近。

本文結論可為類似的天然或CCUS工程中CO2井筒泄漏點的泄漏機制及化學特征研究提供參考,進而為相關部門制定監測及預防措施提供理論依據。如在井下原位pH值監測過程中,由井筒內地下水的pH值變化模式可知,將監測設備下至CO2閃蒸點以下即可消除由于CO2過飽和析出造成的pH值變化。需要說明的是,本文模擬過程中未考慮井筒內沉淀礦物隨流體的運動過程,這將在以后的工作中進一步完善。