鄂尔多斯盆地子洲地区山2段咸水层CO2埋存条件与潜力评价

罗　超, 贾爱林, 魏铁军, 郭建林, 何东博, 闫海军

( 中国石油勘探开发研究院,北京　100083 )



鄂尔多斯盆地子洲地区山2段咸水层CO2埋存条件与潜力评价

罗超, 贾爱林, 魏铁军, 郭建林, 何东博, 闫海军

( 中国石油勘探开发研究院,北京100083 )

以鄂尔多斯盆地子洲地区山2段咸水层为例，综合测井、岩心分析和薄片观察等资料，考虑CO2埋存有效性和埋存稳定性，对试验区CO2地质埋存可行性及埋存潜力进行评价；分析子洲地区山2—盒8段沉积相类型及时空演化规律，明确CO2埋存地质体的储层岩石学、微观孔隙空间及储层物性分布特征，评价试验区盖层分布特征、断裂发育规律；结合试验区矿化度、水化学成分分析结果，认定试验区山2—盒8段具备注入CO2并进行地质埋存的有利储盖条件。Z28-43典型井区的地质模型计算结果表明，试验区CO2有效埋存量为2.48×106t，为试验区后续的CO2埋存研究奠定地质基础。

地质模型； 有效性； 稳定性； CO2埋存； 咸水层； 子洲地区； 鄂尔多斯盆地

0　引言

2030年，我国预计CO2总排放量将达到67×108t，成为超过美国的第一大排放国[1]。由于温室气体的排放直接影响气候条件变化和国民经济发展，另外国际上要求我国减少CO2排放的压力也越来越大，因此必须开展CO2减排和处置的研究，为能源结构调整和CO2减排方式优化提供科学依据[2]。在地下地质储集体中，进行CO2地质埋存是解决问题的有效手段，在包括煤层[3]、页岩[4-5]、油气藏[6]和咸水层[7-9]的适合CO2埋存的储集体中，临近气藏的咸水层具有良好的圈闭条件、巨大的储集空间，以及完善的井口、管线等基础设施建设[10]，成为地质埋存的首选目标。因此，开展临近气藏的咸水层内埋存CO2的研究具有重大的意义。

多国研究机构对气藏周围咸水层的CO2埋存及其相关技术[11-14]给予广泛的关注，如荷兰的K12-B气田、阿尔及利亚的InSalah气田，以及德国的Schwarze Pump地区已经开展相应的研究和工程示范。我国在该类CO2埋存试验及工业化应用方面还处于空白，借鉴国外咸水层内埋存CO2的成功经验，实现有效稳定的CO2地下地质埋存，需要明确两个关键问题：一是CO2的埋存空间，埋存空间主要取决于储层纵、横向上的连续性、储层的孔隙空间，以及储盖层间的组合关系；二是CO2埋存体的稳定性，要实现CO2的长期有效地质埋存，离不开盖层或岩性层的封闭、稳定的水文地质条件[15]。此外，为保证注入的CO2处于超临界状态，埋存点的注入深度应该超过800 m[16]。由于注入成本随着埋深的增大而不断增加，因此较适宜的埋存点最大深度应小于3 500 m。同时，为保证CO2埋存工程的经济效益，CO2埋存点应至少具备埋存1×106t CO2的能力，供应一个年排放量在105t的排放源埋存10 a的需求[17]。

笔者筛选符合CO2埋存地质条件的咸水层，以鄂尔多斯盆地子洲气田山西组到石盒子组发育的河流—三角洲沉积体系为研究对象，在勘探开发研究基础上，综合分析子洲地区山2段埋存地质体的储层地质特征、盖层封闭性、埋存体，以及周边地层的构造稳定性、水文地质条件等因素，开展CO2地质埋存可行性研究，并建立典型井区的地质模型，评估研究区的CO2存储能力。

图1　子洲地区区域位置Fig.1 Regional position of Zizhou area

1　区域地质概况

鄂尔多斯盆地是一个沉降稳定的多旋回克拉通边缘盆地(见图1)，经历加里东期近亿年的风化剥蚀，至上古生界沉积时期地势平缓[18]。该时期自下而上发育本溪、太原、山西及石盒子组等地层，其中山西组沉积演化阶段，受气候周期性变化影响，盆地西缘贺兰拗拉槽关闭，全区成为统一坳陷，北部地区受挤压发生隆升剥蚀，形成南北差异升降的构造格局，也为盆地的南北相带分异提供物源基础。子洲气田位于盆地中央古隆起东侧陕北斜坡的东部，在盆地大的构造沉积格局控制下，该地区形成以“多物源供给、多水系汇聚”为特征的大型缓坡型三角洲沉积，多期次分流河道砂体交错叠置，与煤系烃源岩的垂向组合一起构成良好的储盖条件[19]。

2　沉积相类型及沉积演化

2.1沉积相类型

子洲气田沉积的山西组可以分为山2和山1段，与下石盒子组为连续沉积。山2段底部与太原组的灰岩直接接触，为一套连续性较好的三角洲前缘沉积砂岩[20-21]，自下而上划分为山23、山21+2两小段，平面上形成厚度为30～50 m、宽度为10～30 km的水下分流河道连续砂体；山1段沉积地层厚度一般为40～60 m，以三角洲平原的分流河道为主，受基准面旋回升降变化，至下石盒子组沉积阶段演化为河流作用主控的沉积环境，发育浅灰色含砾中—粗砂岩及泥岩互层，厚度为140～160 m。

2.2沉积演化

在山23段沉积过程中，研究区总体为三角洲前缘沉积环境，分流河道、间湾沼泽广泛发育，局部也见河口坝发育。主河道沿榆22—榆81—榆53—榆55井一线发育，河道规模大、砂体较厚，随后在榆56—榆73—榆58井一线迅速分叉，形成榆56—榆44—榆43井方向、榆45—榆58—榆77—榆48井方向和米3—榆69井方向的3条分支河道，且向前端砂体规模减小(见图2)。其中榆56—榆44—榆43井方向的分支河道向西南方向延伸；榆45—榆58—榆77—榆48井方向的分支河道主体向南延伸，河道宽度稳定，且在洲1井区和榆48井区发育河口坝；米3—榆69井方向分支河道规模较小、砂体较薄。虽然水下分流河道砂体的单层厚度相差较大，但砂体间的连通性较好。受后期成岩作用改造储层的影响，储层在平面上具一定程度的非均质性，位于河道主体部位的砂岩厚、粒度大、石英含量高，是子洲地区主要的储层发育带，砂体向两侧减薄，物性变差。总体上，山23段沉积时期水下分流河道作用强，河道宽广，砂层较厚，沿主流线多期河道砂体叠覆冲刷，为最有利的CO2埋存层段。

受湖平面升降作用影响，山21+2段总体上位于三角洲前缘亚相，但主要发育分流间湾沼泽沉积，分流河道砂体发育程度较低。该时期发育活跃于不同时段的、来自北部的三股物源，分别为榆22—榆72井一线的西物源、米15—榆74—榆71井一线的中物源和米3井一线的东物源，三股物源对应的分支河道自北向南发育，在榆56—榆73—榆58井一线叠覆交汇并形成新的分支河道。交汇后的河道向南持续分支前积，能量迅速衰减，部分形成的分支河道尖灭于分流间湾。总体上，该期分流河道较窄、弯曲度增加且快速摆动，砂体间连通性差，储层非均质性强烈。

图2　子洲地区山23段沉积微相Fig.2 Sedimentary facies of Shan23 formation in Zizhou area

山1段总体上砂体发育程度较差，分流河道较窄，砂体较薄，以三角洲平原的细粒或中粒分流河道砂体为主，河道间湾沉积发育。主要有来自北偏西方向和北偏东方向的物源供给，两股物源在榆58—榆76井区交汇，河道也沿榆58—榆76井一线形成三股分支，左分支沿榆56—榆46井方向延伸，能量衰减，尖灭于分流间湾；中部分支向南持续形成两次新的分支进积；右分支沿榆85—榆59井方向延伸。

盒8下段以平原分流间湾沉积为主，河道主体位于北部井区，向南分支河道进一步收缩，向南推进、尖灭和持续分支，河道整体能量弱，呈窄、薄、高弯度特征，储集砂体不发育。至盒8上段时期分流河道沉积作用增强，河道变宽、弯度降低，河道沿主流向叠覆冲刷作用增强。

由子洲地区山西组—石盒子组的沉积演化过程(见图3)可以看出，山西组山23段沉积时期，区域以连片叠置的三角洲前缘水下分流河道砂体为主，是良好的CO2埋存储层；山1段、石盒子组以厚层的平原分流河道间湾泥质沉积为主，是较好的区域性盖层，与山23段构成适宜CO2地下埋存的良好储盖层组合。

3　储盖层地质特征

3.1储层地质特征

3.1.1岩石学特征

子洲气田山23段位于三角洲前缘，储层岩性以灰色石英砂岩、岩屑石英砂岩为主(见图4)，成分成熟度较低；石英体积分数为45%～90%，岩屑体积分数为5%～40%，以变质石英岩岩屑为主，其次为火山岩岩屑；长石零星分布，一般体积分数小于3%。薄片鉴定结果显示，研究区山23段储层分选较好，颗粒以次棱—次圆状为主，呈点—线状、线—线状接触，胶结类型以孔隙式胶结、再生孔隙式胶结为主[22]；杂基体积分数变化较大，一般小于8%，以伊利石、高岭石和伊蒙混层黏土为特征。

图3　子洲地区榆46井—榆76井沉积相剖面Fig.3 Cross section of sedimentary facies between Yu-46 well and Yu-76 well

图4　子洲地区山23段储层成分三角图Fig.4 Reservoir composition triangle of Shan23 formation in Zizhou area

3.1.2孔隙类型

子洲地区山西组埋藏深度较大，成岩作用研究表明，该套地层处于晚成岩阶段成熟—过成熟期，压实—压溶及硅质胶结是导致储层低渗—致密的主因。根据158个薄片样品的统计结果，山23段储层以残余粒间孔(见图5(a))、晶间孔(见图5(b))、粒间溶孔(见图5(c))和岩屑溶孔(见图5(d))为主，占93.9%；其余孔隙类型占6.1%。其中，残余粒间孔孔径较大，介于0.03～0.10 mm，占总孔隙的37.4%，孔缘石英加大明显，晶面受限制，呈三角形、四边形及多边形，多分布在中—粗粒石英砂岩中。晶间孔、粒间溶孔和岩屑溶孔为次生孔隙，占总孔隙的56.5%。在广泛发育的次生孔隙中，岩屑溶孔的孔径较大，一般为0.10～0.50 mm，占总孔隙的13.4%，溶蚀弱时呈斑点状，溶蚀较强时呈网格状、蜂窝状，完全溶解时呈铸模孔；粒间溶孔孔径一般为0.05～0.15 mm，占总孔隙的14.1%，由粒间填隙物、颗粒边缘溶蚀扩大形成，呈长条状，溶解强烈时形成超大溶孔，孔径大于周围颗粒直径；晶间孔孔径小于0.01 mm，多为高岭石晶体间的微小孔隙，虽然占总孔隙的29.0%，但相比其他类型孔隙更难以被充注的CO2占据。优质储层段原生残余粒间孔、岩屑溶孔和粒间溶孔发育，且具有孔径大、连通性好的特征，因此在后期CO2埋存过程中，粒间孔、岩屑溶孔发育的优质储集空间可以被CO2优先占据。

图5　子洲地区山2段储层显微照片(红色部分为铸体)Fig.5 Micrographs of sandstone reservoir in Shan2 member, Zizhou area

3.1.3物性特征

子洲气田主力气层山23段储层属于低渗—致密类型，平均孔隙度为5.73%(见图6(a))，渗透率多分布在(0.10～10.00)×10-3μm2之间，75.85%的样品小于1.00×10-3μm2(见图6(b))。矿物组分、粒度特征对储层的孔渗特征有明显控制作用[23]，细粒的石英砂岩往往发育强烈的硅质胶结，薄片资料显示为致密特征；中粗粒石英砂岩物性往往较好，常发育为优质储层。1011块样品分析资料表明：孔渗参数与岩石中石英含量、粒度大小呈正相关关系，石英含量越高、粒度越粗，孔隙度、渗透率越大。因此，中粗粒石英砂岩是高效储层的主要岩石类型，厚层的水下分流河道控制石英砂岩高效储层的展布。在储集层非均质性控制下，物性较好的水下分流河道砂体储层内CO2充注压力低，运移阻力小，水容易被驱替，成为埋存CO2的“甜点”。由于低渗致密储层一般难以进行CO2的注入与封存，一旦将超临界状态的CO2注入到山23段水下分流河道的相对高渗储层内，强非均质性造成的分隔作用有利于CO2长期安全的埋存。

图6　山23段储层孔隙度、渗透率参数分布Fig. 6 Porosity and permeability distribution in Shan23 formation

3.2盖层地质特征

判断一个地区是否能长期、有效、安全地埋存CO2，储层是基础，盖层是关键，因此需要评价盖层的岩性、厚度、发育面积，以及盖层的断裂与裂缝发育特征[24]等密封性因素。

3.2.1岩性、厚度

密封性良好的盖层由低渗的岩层组成，裂缝不发育，具有较大的厚度和连续性，且没有被易渗漏的钻井破坏。子洲地区不存在废弃的易渗漏井，因此盖层的厚度及平面分布特征对CO2安全埋存更具意义。当盖层厚度小或局部不发育时，在注入的CO2气体形成连续相后，易发生气窜造成突破渗漏。分析山西组到石盒子组的沉积演化过程，山2段上部黑色泥岩、炭质泥岩夹煤层及山1段泥岩是气藏的直接盖层，全区厚度分布稳定，在主河道位置一般可达到20 m，在榆63、榆40井一线可超过30 m(见图7)。下石盒子组的河漫滩泥质岩及上石盒子组广泛分布的泥岩是气藏的区域盖层，厚度达到80～120 m，侧向隔板为低孔渗的致密岩层。压汞实验结果表明，两套盖层的孔隙度主要分布在2.3%～3.7%之间，渗透率为0.01×10-3～0.20×10-3μm2。在平缓的构造背景下，全区厚度稳定的致密盖层构成研究区CO2埋存安全性的有利条件。

图7　子洲地区山23段直接盖层厚度分布

盖层泄漏主要有渗流和分子扩散两种形式[25]。其中，溶解态CO2的分子扩散速度非常慢，在较短时间内难以见到明显泄露。向地质体内注入CO2后，地层压力随之增大，持续注入超过一定限值后，在盖层中逐渐形成微裂缝甚至大的裂隙，使CO2发生长期渗流，形成贯穿盖层的渗漏通道。CO2发生渗流的条件是CO2压力与水压之差超过两者间的毛管张力临界值(即排替压力)。因此，盖层岩石排替压力是CO2地质封存物性封闭特征的关键指标[26]，排替压力越大，封闭能力越强[27-28]。利用实验测得取心泥质岩排替压力，与相应深度段的声波时差测井值建立函数关系，推算非取心井上的对应盖层排替压力，子洲地区山西组—石盒子组盖层泥岩排替压力整体比较高，纵向上差异不明显，平面上具有从西向东逐渐降低的趋势，东部排替压力一般可达17.8 MPa，西部最高可达25.9 MPa。盖层CO2突破压力实验显示该套盖层扩散系数为10-8～10-7cm2/s，根据天然气封盖层封闭能力分级评价标准(见表1)[29]，子洲气田的盖层条件为2～3级优质盖层，厚层泥岩完整性好，岩性均一致密，为较理想的盖层。

3.2.2盖层裂隙及断层发育

地震、测井资料表明，子洲地区地层平缓、接触整合、构造稳定，且不发育具破坏作用的断层。薄片资料(见图8(a-b))和岩心观察结果(见图8(c-d))表明，研究区裂缝主要以构造裂缝为主，开启度很小，且主要集中分布于山西组储层，在山西组、石盒子组泥质盖层中几乎不发育，因此研究区盖层各向同性均一，具备有效封盖CO2的能力。

表1　天然气封盖层封闭能力分级评价

图8　子洲地区山2段储层裂缝特征Fig.8 Fractures of sandstone reservoir in Shan2 member, Zizhou area

4　水文地质条件

在储集体内埋存的过程中，CO2受到来自岩层温压条件、地球化学等方面因素的影响[30]，与埋存体的水文地质特征相关[31-32]，因此适宜的水文地质条件是CO2安全埋存的另一必要条件[31]。一般情况下，可以利用地层水中各离子的含量，分析地层水化学成分、形成条件及其影响因素，综合判断地层水与地层之间的相互作用信息。

表2　子洲地区山2段水化学分析数据

5　CO2埋存潜力

在明确子洲地区CO2埋存地质体沉积相演化、储盖层地质及水文地质等条件后，估算研究区CO2埋存潜力。由于CO2埋存潜力主要取决于储层的三维分布和物性因素[37-39]，储层地质建模可以表征储层三维结构和物性变化[40]，是综合构造、沉积、地球物理等学科为一体的技术[41]，因此可以作为评估地质体CO2埋存潜力的重要手段。

目前，地质建模的方法主要包括确定性和随机建模[42]。由于子洲气田山23段三角洲前缘砂体分布具有较强的非均质性特征，因此使用单一的确定性或随机建模方法[43]难以保证较高的准确度。为提高井间预测插值的精度，选取研究区东南部的Z28-43井区作为典型试验区，该井区共有各类钻井30余口。在研究过程中，采用“随机建模和人机交互”的方法，以各井点数据为硬数据，按照“相控建模”的思路，在构造模型基础上，以储层岩相为约束，建立储层物性模型。将平面网格步长设为50 m×50 m，垂向上每0.25 m设定一个网格，模型网格总数共1.162 512×107个。

由于子洲气田Z28-43井区断层不发育，在完成山23段等小层的等时划分与对比后，将Z28-43井区的钻井、分层数据导入并建立井模型，结合先验构造认识构建三维构造模型。根据Z28-43井区的构造地质模型，各小层坡降幅度在4～5 m/km之间，符合研究区南西倾向的低缓单斜构造特征。在单井岩相识别基础上，调整变差函数，采用序贯指示模拟方法模拟岩相的空间分布，并以人机交互的方式编辑模拟结果，使得储层三维分布模型符合地质实际(见图9(a))。以测井解释的储层物性数据为基准，采用序贯高斯模拟方法对孔隙度进行相控插值，储层中孔隙度参数主要分布在3.0%～7.0%之间，在Z29-43、Y84井附近存在高值区，与测井解释的结果保持一致(见图9(b))。

为计算研究区CO2埋存量，引用2008年“CO2埋存领导峰会”提出的、基于埋存有效因子的计算方法[44]，该方法具有假设条件少、可操作性强等优点。根据子洲气田储层实际，山23段小层埋藏深度取2 500 m，充注二氧化碳密度取700 kg/m3，埋存有效因子取经验值(2%)[45]，基于模型可用于埋存CO2的有效网格，计算Z28-43井区CO2有效埋存量为2.48×106t，具备较大的CO2埋存潜力。

图9　Z28-43井区CO2埋存地质模型Fig.9 Geological model of CO2 storage in Z28-43 well area

6　结论

(1)子洲气田山23段沉积大面积叠置连通的三角洲前缘河道砂体，砂体残余粒间孔、次生孔隙的发育为埋存CO2提供良好的储集空间；山西组上部的三角洲平原泥质岩和石盒子组的间湾泥质岩构成埋存CO2良好的盖层，与山23段共同构成CO2有效、安全埋存的有利储盖组合。

(2)研究区地层水具有典型的高矿化度特征，总矿化度分布在52.462 7～160.772 6 g/L之间，水型为CaCl2，为封闭环境下地下水水体环境，适合CO2长期有效安全注入；区域断层不发育且断裂活动少，盖层内无裂缝发育，为CO2埋存提供有利的地质条件。

(3)采用“随机建模和人机交互”方法，采用“构造—岩相—属性”的多步建模思路，建立Z28-43井区典型井组地质模型，基于模型计算子洲地区Z28-43井区CO2有效埋存量为2.48×106t。

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2015-11-25；编辑：任志平

国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2011CB707303)；国家科技重大专项(2011ZX05015)

罗超(1989-)，男，博士研究生，主要从事沉积地质学与CO2地下埋存方面的研究。

10.3969/j.issn.2095-4107.2016.01.002

TE121.1；P66

A

2095-4107(2016)01-0014-11