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微震监测方法与技术桂志先引言微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释微地震压裂监测技术是近年来在低渗透油气藏压裂改造领域中的一项重要新技术。该项技术通过在邻井中的检波器来监测压裂井在压裂过程中诱发的微地震波来描述压裂过程中裂缝生长的几何形状和空间展布。它能实时提供压裂施工产生裂隙的高度、长度和方位角，利用这些信息可以优化压裂设计、优化井网或其他油田开发措施，从而提高采收率。引言微地震监测主要包括数据采集、数据处理、精细反演等几个关键技术。高压泵监测井岩石破裂压裂作业井微地震事件十二级接收器引言压裂事件空间计算图C8bC16C11引言1965年：美国滨州岩石力学实验室开始声发射和微震研究，称为AE/MS技术。1973年：首次开始现场试验工作，这次现场试验研究是AMOCO公司等在美国科罗拉多州的Wattenberg油田进行的。目的层为含气致密砂岩，深约2440m。当时人们沿袭传统的地震勘探数据采集方法，采用布置在地面的检波器排列来监测水力压裂裂缝的发展。由于地面噪音太高而诱发微震的水平很低，加之那时的记录仪器及数据处理方法水平都不高，无法从这种低信噪比的记录中识别出微震信号来。试验没有成功。引言随后，1976年美国著名国家实验室桑地亚国家实验室在Wattenberg油田做了大量工作，试验用地面地震观测方式记录水力压裂诱发微震。试验结果表明，由于水力压裂诱发微震的能量，频率等特点，以及地层吸收因素等，在地面是不能可靠检测到的，因而也就不能用地面观测的方法确定水力裂缝方位和几何形状，而是应该在靠近这种裂缝附近记录诱发微震。引言从1973年以来的一系列试验的失败中，终于摆脱了几十年来地面地震勘探方法的影响，确立了水力压裂诱发微震的井下观测方法。同时改进和发展了井下记录仪器，以及相关的资料处理和解释方法。约在20世纪70年代末，用水力压裂诱发微震研究裂缝方法的可行性得到了人们的承认。此后，更多的石油公司和大学、科研单位陆续加入这项研究，使这一技术得到持续、稳定的发展，并逐渐实用化。引言微震观测设备的关键部分是井下观测仪器。由于诱生微震能量非常弱，频率很高（约为100∽1500Hz），传播方向复杂，以及井下高温、高压、高腐蚀性的恶劣环境，要求微震监测用井中检波器是高灵敏度、高频、体积小的三分量检波器，其本身及有关连接件、信号传输线等应具有耐高温、高压和耐腐蚀的性能。引言•20世纪70年代普通井中检波器或VSP测井用检波器，其技术性能低。•20世纪90年代发展到高性能多级检波器串，即每口观测井中可一次安置多个三分量检波器。•今天多级检波器串，记录主频可达1000Hz以上，可耐150℃，承受69Mpa高压。井下检波器的连接件和电缆或光缆可满足多级（如50级）三分量检波器同时观测的高速数据流（的要求。引言数据处理和解释方法－－经历了单粗糙的纵横波时差法，到现在的多种精细处理解释方法。在20世纪90年代后期，微震绝对定位误差仅为12∽40m，裂缝走向方位角精度为2°∽6°。在21世纪初，绝对定位误差已降到10m以下。并可从微震能量、频谱、波形特征等参数，以及微震位置时空变化等数据得到有关微震发震机制、水力压裂裂缝发育过程的可靠信息，促进了水力压裂理论和技术的发展。但是，水力压裂裂缝成像技术还不是很成熟，其软硬件的商业化程度还不高。引言C–SeisPTTM微地震监测解释软件声发事件的探测声发事件的分析微地震的定位压裂裂缝绘制引言左图:模拟无裂缝的均匀介质中P波和S波的传播.(图中小圆圈为接收点,星号为震源-小裂缝)右图:模拟有裂缝时的波传播情况(a.40毫秒时b.75毫秒时.P波和S波的速度从外部岩石向裂缝内部明显下降)检波器检波器裂缝P波的水平/垂直速度比S波的水平/垂直速度比(无裂缝时)P波的水平/垂直速度比S波的水平/垂直速度比(有裂缝时)左图:在一个裂缝中由10个微地震所产生的导波在400毫秒时的传播情况右图:有一个微地震时在低速裂缝带附近波的传播情况(图中虚线为裂缝边界P波S波裂缝外圈裂缝内圈微地震采集－裂缝监测的结果PassiveMonitorWell观测井PlanView平面图WellWell压裂井引言由美国LosAlamos国家实验室和联合太平洋资源公司在美国COTTON山谷所作的压裂裂缝检测试验采用48级,三分量井下检波器在采用了主波组,相对成像技术后得到的震源位置原来的,绝对确定的震源位置微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释1、微震的产生机理地震地球介质的一种声发射现象..岩石声发射:岩石变形时，局部地区应力集中，可能会发生突然的破坏，从而向周围发射出弹性波，这就是岩石的声发射现象.（陈颙等，1984）。1、微震的产生机理水力压裂时，大量高粘度高压流体被注入储层,使孔隙流体压力迅速提高,高孔隙压力以剪切破裂和张性破裂两种方式引起岩石破坏。岩石破裂时发出地震波，储存在岩石中的能量以波的形式释放出来。诱发微震以剪切破裂为主要诱因。1、微震的产生机理压裂示意图•滑动产生P和S波(压缩波和剪切波)•速度不同P波S波•可用三分量检波器接收PS岩石破裂P(t1)S(t1)P(t2)S(t2)检波器XY1、微震的产生机理三分量检波器记录的原始数据，经简单处理后可得到微震记录，其中每个微震都是P波在前，S波在后，它们都有三个分量;一个垂直分量（V），两个水平分量（H1和H2）。1、微震的产生机理微地震裂缝监测的数据__裂缝监测图与侧视图1、微震的产生机理微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释地面记录系统地面记录系统：HDSeisGeoResImagine采样率：0.25ms监测方式：连续监测、事件触发数据格式：SEG-2记录长度：3s（连续监测数据）、0.5s（触发事件数据）监测窗口：256ms2、数据采集10m10m10m10m10m10m检波器1检波器2检波器3检波器4检波器5检波器6检波器7电缆头60m井下检波器：OYOGeospaceDDS-250检波器级数：7级（采用10m柔性连接）前放增益：42db井下采集仪器2、数据采集压裂作业曲线老22斜-5压裂施工曲线（2008-12-7）010203040506070010203040506070时间（分钟）压力/砂比（Mpa/%）00.511.522.533.5排量（m3/min）压力套压砂比排量2、数据采集井下检波器的位置设计裂缝检波器微地震3.2m/1层2592.8m2596.0m2570m2630m184.2m2、数据采集射孔记录2、数据采集微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释微震事件能量弱、频率高、持续时间短，因此容易受周围噪声影响或遮蔽。鉴于微震资料的这些特点，为了可以精确的进行初至拾取和震源定位，故需要对微震资料进行一系列处理。首先通过预处理和合理滤波，使过滤背景噪音的微震信号显示一致；然后选择有利的微震事件做极化分析和初至拾取，获取相对震源的方位角和纵横波时差，同时依据纵横波时差建立速度模型，从而达到震源精确定位的目的。3、压裂监测处理方法微地震的频谱频率超过1500Hz3、压裂监测处理方法•数据处理的困难:▼微震能量弱、频率高、持续时间短，因此容易受周围噪声影响或遮蔽。▼不知微震绝对能量;▼速度场测不准:裂缝带及其周围膨胀区地震波速度降低,其速度分布随时间变化.3、压裂监测处理方法微震资料处理微地震资料预处理频域相关时间空间域极化滤波微地震信号F-K滤波微地震信号相关滤波微地震信号综合滤波处理微地震信号波场分离方位角校正3、压裂监测处理方法方位角校正3、压裂监测处理方法方位角校正结果3、压裂监测处理方法谱分析3、压裂监测处理方法带通滤波器设计3、压裂监测处理方法带通滤波后效果分析3、压裂监测处理方法低通滤波器设计3、压裂监测处理方法低通滤波后效果分析3、压裂监测处理方法高通滤波器设计3、压裂监测处理方法高通滤波后效果分析3、压裂监测处理方法带阻滤波设计3、压裂监测处理方法带阻滤波后效果分析3、压裂监测处理方法微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释层状均匀介质模型假设介质呈水平层状分布，每一层内介质均匀分布，同层速度每个方向上都是相同的。利用测井，地震以及其它方法获得目标地质体的详细速度分布，确定层状均匀模型的地层深度H,以及相对应地层P波，S波的传播速度。4、正演地质建模XZEZZ1Z2H1H2V0V1V24、正演地质建模旅行时t1旅行时t5旅行时t3旅行时t2旅行时t4地层界面旅行时求取示意图4、正演地质建模介质模型的建立P波路线追踪P波旅行时的求取S波旅行时的求取S波路线追踪P波，S波记录合成合成记录输出正演模拟流程图4、正演地质建模微震波形组合及初至排列时距曲线成双曲线状4、正演地质建模正演特征分析微震产生机理数据采集数据处理正演地质建模反演定位压裂效果解释5、反演定位方法研究)(])()()[(21222spspkiqkpiqkpiqkpivvvvTzzyyxx纵横波时差法当记录上同时存在同一微地震事件的足够高信噪比的纵波信号和横波信号，而且纵、横波速度都已知时，可采用此方法。设点Qk(xqk,yqk,zqk)为第K次破裂时的破裂源，Pi(xpi,ypi,zpi)为第i个测点.),,(qkqkqkkzyxQ5、反演定位方法研究同型波时差法),,(qkqkqkkzyxQ当在点记录的信号上无法确定出S波和P波的到时之差，但不同测点的P波或S波到时可以确定时（以S波到达时可以确定为例），也可以得到求解Qk(xqk,yqk,zqk)的基本方程组：)(])()()[(])()()[(12121212121222kkisqkpqkpqkpqkpiqkpiqkpiTTVzzyyxxzzyyxx当测点数大于4时，可由上述方程组求得Qk(xqk,yqk,zqk)。5、反演定位方法研究Geiger修正法),,(qkqkqkkzyxQ由于以上两种方法操作起来却比较困难，再加上测量误差和速度场扰动，其解通常是不稳定的。通常的做法是对方程组进行近似和简化，得到一组近似解，然后再用Geiger法进一步修正，得到震源坐标的精确解。Geiger修正法包含2步，首先利用Tayler展开建立各观测点的关于震源参数（坐标和/或到时）修正量的线性方程组：nininiiiiiiniiiniinininiiiiiiniiiniinininiiiiiiiniiniinininiiiiniiRczcycbxcaTcRbzcbybxbaTbRazcaybaxaTaRzcybxaTn1112111112111111211111.R为实测到时与初始参数计算到时之差，是已知量；a，b，c为时距函数在初始点的偏微分，也是已知量；e是二次以上的高截误差；σx、σy、σz、是待求的震源参数修正量。下一步利用最小二乘原理，令e的平方和最小化，从而建立下列线性方程组：5、反演定位方法研究•反射线追踪定位的基本原理在均匀各向同性介质假设下，微震的P波以较高速度首先到达观测点（即检波器位置），其质点运动的矢量平行于波的传播方向，即平行震源到观测点的径向矢量r，通过极化分析，故我们可以知道震源与X,Y,Z轴的方位角，如我们知道P波的速度，就可以计算出以检波器为原点，以平行于震源到检波器的径向矢量为方向的射线（如下图）。5、反演定位方法研究层状介质中反射线定位模型5、微震定位方法研究1、以检波器坐标（xi,yi,zi）(i=1,2,3,4,5,6,7)为起点，以一个采样间隔为步长，沿该事件的极化方向为方向，延长该射线。2、记录每个步长点上的射线点（X,Y,Z）坐标。3、理论上讲，7条射线必交于一点，故取7条射线之间Z方向上距离最