CO2-水-碳酸盐
二氧化碳矿化制砖的原理
二氧化碳矿化制砖的原理
二氧化碳矿化制砖是一种利用碳酸化反应将二氧化碳气体转化为固态矿物来制造砖块的过程。
这种方法主要基于以下原理：
1. 碳酸化反应：二氧化碳（CO2）与水（H2O）反应生成碳酸（H2CO3）。
碳酸具有一定的酸性，可以与碱性物质反应生成相应的碳酸盐矿物。
2. 碱性物质：在制砖过程中，常使用富含钙、镁、铝等元素的碱性物质作为原料。
这些碱性物质可以与碳酸反应，生成稳定的碳酸盐矿物，并将二氧化碳气体固化。
3. 矿化过程：将二氧化碳气体与碱性物质反应后，在适宜的温度和压力条件下，形成了固态的碳酸盐矿物。
这些矿物可以作为建筑材料中的主要成分，用于制造砖块或其他建筑产品。
通过利用碳酸化反应将二氧化碳气体转化为固态矿物，二氧化碳矿化制砖可以有效地减少大气中的温室气体含量，并将其转化为有用的建筑材料，以达到环境保护和资源循环利用的目的。
这种制砖方法是一种可持续发展的解决方案，对减缓气候变化和促进可持续建筑具有重要意义。
混凝土碳化深度与时间的关系
混凝土碳化深度与时间的关系
混凝土碳化深度和时间之间存在着一定的关系。
一般来说，混凝土碳化深度随着时间的推移而增加。
混凝土碳化是指二氧化碳（CO2）和水（H2O）与混凝土中的
碱金属氧化物反应形成氢氧化物和碳酸盐的过程。
碳酸盐的生成会导致混凝土中的钙离子减少，进而降低混凝土的碱性和抗腐蚀性能，从而降低混凝土的耐久性。
碳化深度与时间的关系取决于混凝土的配合比、水灰比、环境条件等因素。
一般情况下，随着时间的推移，CO2和水进入
混凝土内部的速率逐渐减小，因此碳化深度也会逐渐增加但速率减缓。
另外，碳化深度还受到混凝土表面的覆盖层及环境条件的影响。
如果混凝土有较好的碳酸盐侵入抑制能力的覆盖层，可以降低碳化速率，减小碳化深度；相反，如果混凝土暴露在有大量
CO2和水的恶劣环境中，则碳化速率会加快，碳化深度增加
更快。
因此，混凝土碳化深度与时间之间的关系不是线性的，而是一个逐渐增加但速率递减的过程。
有关碳化深度与时间关系的具体计算方法可以通过混凝土的碳化试验或者已有的实验经验进行评估。
应对高ph原水的自来水厂二氧化碳投加解决方案
应对高pH原水的自来水厂二氧化碳投加解决方案一、背景介绍在自来水厂处理原水时，可能会遇到高pH值的原水，这给后续的水处理工艺带来了一定的挑战。
本文将讨论如何通过投加二氧化碳来解决高pH原水的问题。
二、高pH原水的影响高pH值的原水会导致以下问题： 1. 降低消毒效果：高pH值会使得消毒剂的活性降低，从而影响水质消毒效果。
2. 腐蚀管道设备：高pH值的水易导致管道和设备的腐蚀，加速设备老化，增加维修成本。
3. 影响水质稳定性：高pH值会导致水中碳酸盐的溶解度增加，从而使水质不稳定，易出现浑浊和沉淀问题。
三、二氧化碳投加原理二氧化碳（CO2）可以与水反应生成碳酸，从而降低水的pH值。
二氧化碳投加主要通过以下反应进行：CO2 + H2O → H2CO3四、二氧化碳投加解决方案为了解决高pH原水的问题，可以考虑以下解决方案：4.1 pH调节池设计在自来水厂的处理工艺中，可以设置一个pH调节池，用于控制原水的pH值。
pH调节池应具备以下要求： - 容量适当：根据原水的pH值和处理量确定调节池的容量，以保证调节效果。
- 搅拌设备：调节池内应设置搅拌设备，以便均匀混合二氧化碳和原水。
- pH计控制系统：通过pH计测量原水的pH值，并根据设定值自动控制二氧化碳的投加量。
4.2 二氧化碳供应系统为了实现二氧化碳的投加，需要建立一个稳定的二氧化碳供应系统，包括以下组成部分： - 二氧化碳储罐：用于储存二氧化碳，保证供应的稳定性。
- 二氧化碳输送管道：将储罐中的二氧化碳输送到pH调节池。
- 流量计和调节阀：用于控制二氧化碳的投加量，保证投加量的准确性和稳定性。
4.3 投加量的确定投加二氧化碳的量应根据原水的pH值和处理量进行合理确定。
可以通过以下步骤进行投加量的确定： 1. 确定目标pH值：根据水质要求和处理工艺确定目标pH值。
2. 确定投加前的pH值：通过对原水进行实验室测试或在线监测，确定原水的pH值。
第4章海水中二氧化碳-碳酸盐体系
的“总”氢离子浓度标度pHT为：
cH+(T)
=cH+(F)
+
c
HSO4
pHT = −lg cH+(T)
Hansson标度的特点
采用Hansson标度测定海水pH，样品与标准缓冲溶 液的离子强度相同而使液接电位相互抵消，因此测 定结果准确、重现性好，物理意义清楚。
Hansson标度中的标准缓冲溶液: 将tris（1,2—胺基— 2—羟甲基丙烷—1,3—二醇）配制在不同盐度的人 工海水中。其pH tris与温度和盐度的关系 （Almgrenetal., 1975）为
(4) pH值与盐度的关系
海水盐度增加，离子强度增大。海水中碳酸的电 离度就降低，从而氢离子的活度系数及活度均减 小，即海水的PH值增加。
4、海水pH值的空间变化
开阔大洋水pH值的典型垂直分布
全球表层水pH值的空间分布：7.9~8.4
浅层水生物的光合作用会迁 出 增水加)和英国国家标淮都采用 0.05 mol/L邻苯二甲酸氢钾溶液为pHs标准：
pHs 4.00 1 ((t 15))2 2 100
以上方法即为NBS（现为NIST）和IUPAC推 荐的pH操作定义。其标准缓冲溶液的离子 强度约为0.1，对于低离子强度的样品，可得 到较为恒定的结果。
大气CO2浓度的历 史与未来变化趋势
碳循环巨大的时空变化：复杂科学问题
天然和人类来源的 CO2 随纬度而变化。 如果海洋是均匀混 合的，且与大气达 到平衡的话，那么， 绝大多数的人类来 源CO2应被海洋所吸 收。但实际情况并 非如此，海洋对CO2 增加的反应由于物 理和化学过程的影 响要慢得多。
pH tris=(4.5S +2559.7)/T − 0.01391S −0.5523
化学知识之碳酸平衡
化学知识之碳酸平衡-----------------------作者：-----------------------日期：2.3 碳酸平衡地下水中的碳酸盐组分，大气中的CO2，岩石中的碳酸盐共同组成了一个完整的碳酸平衡体系，它们之间的化学反应对地下水化学成分的形成与演化起着重要的控制作用，是理解地下水系统中许多地球化学过程和现象的基础。
因此在天然水化学或水文地球化学研究中，都离不开对碳酸平衡深入讨论和研究。
2.3.1 CO2－H2O体系1. CO2分压（P co2）已知CO2在水中的溶解可用下述的化学反应来表达：CO2 + H2O = H2CO3（2-3-1）溶液中溶解CO2的浓度取决于与其平衡的大气CO2的分压P co2，可根据Henry定律由下式计算：[H2CO3]= K H×P co2（2-3-2）式中，K H为Henry常数，它是温度的函数，随着温度的升高，K H值减小，表2-3-1给出了不同温度下的K H值，25℃时K H =10-1.47。
在表2-3-1中，平衡常数K的数值是以p K的形式给出的，与pH值的定义类似，p K= -lg K。
除了CO2的溶解反应外，在CO2－H2O体系中的重要反应还包括H2CO3的一级和二级电离反应以及水的离解反应：H2CO3 = H+ + HCO3-（2-3-3）HCO3- = H+ + CO32-（2-3-4）H2O = H+ + OH-（2-3-5）这些反应的平衡常数可依次表示为：（25℃）（2-3-6）（25℃）（2-3-7）（25℃）（2-3-8）表2-3-1也给出了不同温度下的K a1、K a1、K W的值，同时给出的还有方解石的溶度积K s0。
由式（2-3-2）、（2-3-6~8）有：lg [H2CO3] =lg K H + lg P co2= -1.47 +lg P co2lg [HCO3-] =lg K a1 +lg [H2CO3] –lg [H+]=lg K a1 +lg K H +lg P co2 + pH= -7.82 +lg P co2 + pHlg [CO32-] =lg K a2 +lg [HCO3-] –lg [H+]=lg K a2 +lg K a1 +lg K H +lg P co2 + 2pH= -18.15 +lg P co2 +2pH因为 lg [H+] = -pH故由式（2-3-7）有：lg [ OH-] = -14 + pH表2-3-1 CO2－H2O体系中的主要化学反应的平衡常数随温度的变化tp K H p K a1p K a2p K W p K cal （℃）0 1.11 6.579 10.625 14.955 8.035 1.19 6.517 10.557 14.734 8.0910 1.27 6.464 10490 14.534 8.1515 1.33 6.419 10.430 14.337 8.2220 1.41 6.381 10.377 14.161 8.2825 1.47 6.352 10.329 13.999 8.3430 1.53 6.327 10.290 13.833 8.4035 1.59 6.309 10.250 13.676 8.4640 1.64 6.298 10.220 13.533 8.5145 1.68 6.290 10.195 13.394 8.5650 1.72 6.285 10.172 13.263 8.62100 1.99 6.45 10.16 12.27 9.62150 2.07 6.73 10.33 11.64 10.54200 2.05 7.08 10.71 11.28 11.62（据Butler, James N, 1982）一般情况下，大气中的CO2分压（P co2）为一常数，等于10-3.5 atm，据此可绘制上述各组分浓度随pH值的变化关系曲线（图2-1-1）。
2008第5次课 海水的pH值和二氧化碳一碳酸盐体系37
2. 借助于pH值的分布，有助于认识各种海洋动 植物的生活环境，进而掌握海洋动植物的生 长繁殖规律； 3. 海水的pH值也直接影响到海洋中各种元素的 存在形态及其反应过程。 总之，海水pH是海洋化学研究的重要参数 之—，测定海水pH值对研究开发利用海洋资 源具有十分重要的意义。
pH的标度
Srensen(1924)提出了pH的新定义，他把氢 离子浓度的负对数改为氢离子活度的负对数，
海水中B和C1‰之间具有线性关系即：
cH
2 BO3 ( T )
＝2.2×10-5 C1‰
将(9.32)、(9.33)式代入(9.29)式得：
' KB B ' K B 2.2 105 Cl 0 / 00 Alk ALk B ' ' KB aH K B
CO2的溶解度随温度和盐度的升高而降低。它比大 气中N2和O2的溶解度大得多，大气中CO2 的分压 约为32.4Pa，N2：O2：CO2 ：的分压比为2400： 630：1，而它们在海水中的浓度比却为28：19：1， 海水(C1＝19.00‰)中CO2与大气平衡时的摩尔比在 0℃和25℃分别是15和0.70。
3 3 3 3
式中 cCO2 (T ) cCO2 cH2CO3 亦称为“游离二氧化碳”。
在海水pH条件下，cCO2 (T ) 仅约占 CO 的l％，其中 cH2CO3
2
为 cCO2 (T ) 的0.2％左右。因此， CO2 可近似表示为：
CO
2
cHCO (T ) cCO 2 (T )
这些氢离子接受体的浓度总和在海洋学上称为 “碱度”或“滴定碱度”，常用符号“Alk”’或 “A”表示。
碱度是海水中弱酸阴离子总含量的一个量度， 它的严格定义为：在温度为20oC时，1dm3海水
地下水中CO_2的成因综述
第22卷 第2期 中 国 岩 溶 V o l.22 N o.2 2003年6月 CA R SOLO G I CA S I N I CA Jun.2003文章编号:1001-4810(2003)02-0118-06地下水中CO2的成因综述Ξ闫志为1,韦复才2(1.桂林工学院资源与环境工程系,广西桂林541004;2.中国地质科学院岩溶地质研究所,广西桂林541004)摘 要:通过对前人成果的总结认为,不同地区由于水文地质条件不同,其地下水中CO2成因也大不相同。
地下水的CO2的成因主要有来源于大气溶解;土壤及水中有机物分解和生物呼吸;深部热源造成碳酸盐岩或矿物变质;直接由岩浆分泌;除碳酸外其它酸对碳酸盐矿物的溶解;热水中暂时硬度去除等类型。
至于具体到某一地区其地下水中CO2主要成因为何种,以及各种成因CO2在地下水中所占比例是多少,应结合具体情况并综合各种相关因素来分析确定。
关键词:地下水;二氧化碳(CO2);成因综述中图分类号:P641.3 文献标识码:A0 引 言地下水中CO2的来源问题是一个重要的学术问题,为此,前人对其曾进行了许多研究。
地下水中CO2含量的多少,不仅直接影响地下水的物理化学性质,在岩溶地区还从根本上影响到地下水溶蚀能力的强弱,进而影响着岩溶的发育和演化。
最近一个时期以来的全球性气候变暖、海平面上升与大气CO2含量的增大有着极其密切的关系。
而地下水中的CO2源汇又直接影响了大气CO2含量的动态变化,并构成全球碳循环中的一个很重要、很活跃的组成部分,而倍受人们关注。
关于地下水中CO2的成因文献已很多,但多局限于具体地区或具体水文地质条件下的分析研究,缺乏系统、全面的综合分析与论述。
本文在综合前人有关研究成果的基础上,概括出了地下水中CO2成因的8种主要类型,即:大气溶解于水产生的CO2;水和土壤中有机质在微生物作用下分解产生的CO2和生物的呼吸作用产生的CO2;深部热源造成碳酸盐岩或矿物变质分解产生的CO2;现代火山活动地区和深大断裂区直接来自岩浆分泌产生的CO2等。
第4章-3-海水中二氧化碳-碳酸盐体系
• CaCO3是一种特殊的盐，其溶解度在较低的温度下
更高，但温度的影响是很小的。
• 更为重要的是，其溶解度随压力增加而增加，这对
于阐明海水中CaCO3的垂直分布以及海洋沉积物中CaCO3
的空间分布特别有意义。
二、海水中CaCO3的饱和度
• CaCO3的饱和度可用下式表示：
• 由于海水中的Ca为常量元素，其
含量与盐度呈正相关关系：
• 对于开阔大洋水，[Ca2+]的变化很
小，一般小于1%，故
• 当Ω=1时，CaCO3在海水中恰好
饱和；
• 当Ω>1时，为过饱和；当Ω<1时
为不饱和。
[Ca 2+ ][CO32 ]
K*sp
[Ca2+] = 2.934×10−4 • S
[CO32 ]
[CO32-]将降低，与此同时，海水的
TCO2（即DIC）也将增加，但其增
加的变化梯度与[CO2]的变化梯度
会有所不同。为表征海水中[CO2]
变化所导致的TCO2变化，引入了缓
冲因子RF：
缓冲因子RF反映了大气二氧化
碳分压相对变化对海水总二氧
化碳相对变化的影响。
• 海水总碱度恒定的
情况下，RF因子
更多的CaCO3，因而在海水中CaCO3是饱和的。
通常采用表观溶度积来表示CaCO3的沉淀与溶解平衡：
2
3 sat
K [Ca ]sat • [CO ]
*
sp
2+
• 海水中CaCO3的溶度积与其存在
的晶型结构有关。
• 天然CaCO3主要存在3种晶型，即方解
石（calcite）、文石（aragonite）和球
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增加碳酸盐岩的组成内容(1) CO2-盐水-碳酸盐矿物反应高玉巧[28]等以研究二氧化碳气田预测和封存为研究对象，认为二氧化碳与碳酸盐矿物会发生如下反应：首先，二氧化碳驱替孔隙中先前存在的流体，然后通过气-水界面溶于水并与水反应形成碳酸。
CO2+ H2O= H2CO3 (1.3) 碳酸快速分解成重碳酸盐离子：H2CO3=H++ HCO3- (1.4) 其次，增加的酸度将会引起岩石中碳酸盐矿物的分解，绝大多数碳酸盐矿物(方解石、菱镁矿、菱铁矿、白云石等)均易与碳酸溶液发生反应。
H++ CaCO3= Ca2++ HCO3- (1.5)H++ MgCO3= Mg2++ HCO3-H++ FeCO3= Fe2++ HCO3-CaMg(CO3)2+ 2H+= Ca2++Mg2++2HCO3 (1.7)随着碳酸盐矿物的的溶解，溶液中Ca2+等二价阳离子的浓度将增加，保持在较高的数值，但可溶性矿物分解的同时，溶出的二价阳离子会与重碳酸盐离子的络合，如Ca2+：Ca2++ HCO3-= CaHCO3+ (1 最后，溶解的重碳酸盐与阳离子络合反应生成难溶的碳酸盐，如：HCO3- + Ca2+=CaCO3 (s) + H+ (1.8)HCO3- + Mg2+=MgCO3 (s) + H+ (1.9)HCO3- + Fe2+=FeCO3 (s) + H+ (1.10) 如果反应时间足够长，CO2分压足够大，上述难溶物会形成方解石、菱镁矿、菱铁矿等新碳酸盐矿物，从溶液中析出。
(2)方解石的溶蚀方解石是碳酸盐岩主要矿物组成成分之一，分子式为CaCO3 ，常见完好的晶体，集合体常呈粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状及晶簇等，三组解理完全，断口呈玻璃光泽，完全透明至半透明，条痕白色，硬度2.703~3.0，比重2.6~2.8。
方解石在有水和二氧化碳存在的条件下，发生化学反应而生成碳酸氢钙的过程，叫做方解石的溶蚀作用，这种作用是在CaCO3-CO2-H2O三相不平衡开放系统中进行的，是碳、水、钙循环相互关联的过程。
方解石的溶蚀过程主要可以由以下反应方程表示：CO2扩散入水（1）CO2+H2O→H2CO3物理水合（2）H2CO3→H++HCO3–碳酸离解（3）CaCO3→Ca2++CO32–CO32–+H+→HCO3–钙离子从晶格中游离（4）综合CaCO3+CO2+H2O→2HCO3–+Ca2+（5）水的溶蚀力的大小取决于水中CO2含量的多少，具体有三方面影响因素：CO2的来源、水温、大气CO2的分压力。
三者共同作用影响水中CO2的含量，从而影响水的溶蚀力。
天然条件下，地表和地下发生的石灰岩溶解就是由方解石溶蚀作用而发生的，它由H2O-CO2系统对方解石表面的3个不同的溶解反应组成，即:CaCO3+H+→Ca2++HCO3–CaCO3+H2CO3→Ca2++2HCO3–CaCO3+H2O→Ca2++CO32-+H2O从这些方程可以明显看出，H2O-CO2系统与CaCO3的反应受方解石表面的H+、HCO3–、H2CO3C、O32-和Ca2+浓度的控制。
侯月明，崔振昂以探讨热熔作用对碳酸盐研储层影响以及改造机理为目的，借助PHREEQC模拟软件，对高温热液介质环境下方解石的溶解动力学过程进行了计算模拟。
研究表明在介质成分一定的条件下，方解石在热水介质中溶蚀反应的快慢取决于埋藏深度，即反应体系的温度和压力，但溶蚀成程度并不随埋深的升高而升高，其最大溶蚀度在100℃（25MPa）~130℃（30MPa）温度区间内。
同时，流体介质中的F-、Cl-、B-等离子的存在可提高方解石的溶蚀力，且离子强度越大，介质的溶蚀营力越大。
刘再华和W. Drey brodt为了正确认识野外真实岩溶系统的水化学组成特征、动态变化及其控制机理，研究了CaCO3- CO2- H2O 岩溶系统的平衡化学及其影响因子。
他们对影响岩溶系统平衡化学的控制因素, 包括温度、CO2 分压、体系的开放程度、离子强度效应、同离子效应、酸效应、碱效应、离子对效应进行了分析,并与CaMg ( CO3 ) 2- CO2- H2O 岩溶系统平衡化学作了对比。
结果显示, 天然开放的岩溶系统的平衡pH 值范围为6. 80～8. 40, 在此pH 值范围内, 水中的碳组分主要以HCO-3 形式存在; 与开放系统相比,在其它条件相同情况下, 封闭系统的平衡pH 值较高, 而平衡[ Ca2+] 和平衡[ HCO-3 ] 较低,特别是在低CO2 分压时,两者的差异更明显; 在封闭系统条件下,两种不同的纯CaCO3- CO2 - H2O 饱和溶液相混合, 将导致溶液对CaCO3 重新具有侵蚀性;离子强度效应、酸效应和离子对效应使方解石的溶解度增加,而同离子效应和碱效应使方解石的溶解度降低; 与方解石溶解平衡相比,其它条件相同时,白云石溶解平衡pH 较高, 在温度< 70℃时溶解度较大, 但在温度> 70℃时溶解度较小。
Miller J P和Robin G C B指出方解石的溶蚀主要受CO2分压和体系温度的影响:1)CO2分压一定时升高温度;2)温度和CO2浓度一定时升高压力;3)增加溶解在咸水中的CO2,方解石的溶蚀会增强。
连续流高压反应器的方解石溶蚀反应动力学研究表明,10 MPa下,温度从50℃升至250℃时,方解石在去离子水中的溶蚀速率从0.2 L/min至0.5 mL/min。
在100、150、200和250℃时,方解石的溶解度分别为1.87、2.02、2.02和1.88×10-4mol/L。
表明溶解度随温度的变化呈先升后降的趋势,且在150℃和200℃出现最大值[31]。
王洪涛，曹以临以研究碳酸盐岩溶解动力学规律为目的，依据两个水化学模型:方解石一CO:一H:O体系模型和白云石一CO:一H:O体系模型一而建立了碳酸盐岩溶蚀研究的新方法，即动力学模拟实验方法。
对于方解石体系，方解石的瞬时溶解速度仅受两个独立变量如P CO2和PH的制约。
以实验结果为基础讨论了方解石溶解的动力学规律。
即方解石的溶解速度与单位溶液体积的试样表面积成正比，就CaCO3一CO:一H:O体系而言，速度方程可以用体系中任意二个独立变量表示出来。
在pH=4~6区，速度方程简化成线性形式R=k(1一a)S/V （其中，k是速度常数，a是相对饱和度，S是试样表面积，V是溶液体积)。
(3) 白云岩的溶蚀白云岩溶蚀的研究比方解石少得多，Busenberg和Plummer[34]等总结了在1.5~65℃、P CO2为0~0.1 MPa时，白云岩的溶蚀动力学遵循以下化学反应方程式CaMg(CO3)2(s)+ 2H+= Ca2++Mg2++2HCO3- (1.12a)CaMg(CO3)2(s)+ 2H2CO3= Ca2++Mg2++4HCO3- (1.12b) CaMg(CO3)2(s)+ 2H2O= Ca2++Mg2++2HCO3-+2OH- (1.12c)研究表明,溶液pH小于5(4.03~4.85),pCO2为0~0.096 MPa时,白云岩的溶蚀速率与P CO2的平方根成正比。
式(18a)是白云岩在CO2驱替过程中的溶蚀现象最主要的机理。
翁金桃以探讨造成岩溶微地貌形态多样性原因为目的，研究了方解石和白云石的差异溶蚀。
研究表明据根理论化学研究,在不含CO2的纯水中,天然白云石的溶解度为320毫克/升(18℃) ,大大高于天然方解石的溶解度(14毫克/升.25℃) 。
但是碳酸盐矿物在水中的溶解度受温度和CO2 分压的影响是很大的。
当温度为25℃、CO2分压为一个大气压时，方解石的溶解度达900毫克/升,而白云石为599毫克/升，即随着CO2分压的升高,方解石溶解度的增高比白云石快得多。
在常温状态(25℃)和高的CO2分压下，方解石溶解度高于白云石。
范明，蒋小琼[36]等以研究碳酸盐岩的溶蚀和沉积造成塔里木沉积盆地油、气藏储层渗透率、孔隙度变化规律为目的，针对不同温度下二氧化碳水溶液对碳酸盐岩的溶蚀作用进行了研究。
研究表明随温度从常温到200℃，碳酸盐岩的溶蚀能力由弱变强再变弱，在60~90 ℃能力最强。
白云岩不管在低温还是在高温环境下，总比灰岩更难溶蚀，过渡类型的岩类介于二者之间，当温度大于150 ℃后，二氧化碳对盐酸盐岩的溶蚀能力变得越来越弱。
灰岩与白云岩的溶蚀差异也变越来越小。
这暗示碳酸盐岩在造成岩晚期-中成岩早期，二氧化碳水溶液对灰岩的溶蚀作用有重要影响，而对白云岩的溶蚀作用影响较小，这可能就是白云岩优质储层形成的原因。
范明，何志亮还为了探讨了碳酸盐岩溶蚀作用的对储层发育的影响，采用温度、压力同时变化的方式以逼近真实地质作用过程,进行了溶蚀模拟实验，得到了一组近似箱状曲线的溶蚀率变化曲线。
表明溶蚀作用在开始阶段随温度、压力的上升,溶蚀率上升,在60 ~120℃(13~31M Pa )形成一个高峰箱顶。
该曲线表明,白云石与方解石的溶蚀变化趋势有着明显的差异, 随着温度与压力的同时升高,方解石的溶解能力逐渐下降, 而白云石的溶蚀能力逐渐上升, 也就是说,在地质条件下, 随着埋藏深度的增加,方解石在6 0 ℃左右就达到了溶蚀峰后溶蚀能力有下降的趋势,而白云石则要到120℃左右才达到溶蚀高峰,然后突然下降, 在达到120℃之前,深埋藏的白云石比浅埋藏的白云石溶易被溶蚀， 但溶蚀能力始终是方解石大于白云石。
总体上，在一定深度(溶蚀窗)范围内, CO :对碳酸盐岩的溶蚀能力保持在较高的水平。
而当深度进一步增加时, 溶蚀能力急剧下降, 当埋深相当于4 0 0 0 m左右时,溶蚀能力达到最低,此时的溶蚀能力仅比常温下略高一些，该溶蚀试验结果对于深埋溶蚀作用的理解及有利储层的预测有着重要的意义。
(4)碳酸盐矿物的沉积碳酸盐岩中，碳酸盐矿物沉淀(主要包括方解石、白云石、铁方解石、铁白云石、菱铁矿、菱镁矿等) 只需在储层中含有CO32-和与之结合的二价阳离子Ca2+、Mg2+、Fe2+即可。
因此，CO2注入储层后较易于形成碳酸盐矿物，但其类型和含量因注入量及宿主岩石中被CO2或其它酸性流体所溶解的二价阳离子的类型、质量分数而不同。
在海拉尔盆地乌尔逊凹陷，气藏砂岩CO2中发现了形成于片钠铝石之后的铁白云石。
在也门Sabwa 盆地Lam组砂岩中发现片钠铝石形成之后的碳酸盐矿物为铁白云石和菱铁矿。
研究表明, 铁白云石是在随着CO2 分压降低至不足以继续沉淀出片钠铝石时，溶液中的CO2与Ca2+、Mg2+、Fe2+结合而形成的。
实际上，Xu T的研究表明碳酸盐矿物的沉淀主要是体系压力下降造成。
如式(20)、(21)所示,pCO2降低时,反应向有利于沉淀方解石的方向进行。
Ca2++CO2-3=CaCO3(20)Ca2++2HCO-3=CaCO3↓+H2O+CO2(21)由于油井及其附近储层经常处于迅速压降的环境,因此特别容易发生碳酸钙的结垢。