الزلزالية المتحرضة (المستحثة) عن تقنيات الطاقة (الجزء السابع)

الملحق الأول:

تبين الجداول التالية بعض الزلازل المستحثة عن تقنيات الطاقة التي تم جمعها من المراجع التالية:

Adushkin, V.V., V.N. Rodionov, S. Turuntnev, and A.E. Yodin. 2000. Seismicity in the Oil Field. Oilfield Review, Summer, pp. 2-17.

Ake, J., K. Mahrer, D. O’Connell, and L. Block. 2005. Deep-Injection and Closely Monitored Induced Seismicity at Paradox Valley, Colorado. Bulletin of the Seismological Society of America 95(2) 664-683.

Armbruster, J.G., L. Seeber, and K. Evans. 1987. The July 1987 Ashtabula Earthquake (mb) 3.6 Sequence in Northeastern Ohio and a Deep Fluid Injection Well, Abstract. Seismological Research Letters 58(4): 91.

Baisch, S., M. Bohnhoff, L. Ceranna, Y. Tu, and H.-P. Harjes. 2002. Probing the Crust to 9-km Depth: Fluid-Injection Experiments and Induced Seismicity at the KTB Superdeep Drilling Hole, Germany. Bulletin of the Seismological Society of America 92(6): 23692380.

Bommer, J.J., S. Oates, J.M. Cepeda, C. Lindholm, J. Bird, R. Torres, G. Marroquin, and J. Rivas. 2006. Control of hazard due to seismicity induced by a hot fractured rock geothermal project. Engineering Geology 83: 287-306.

Bou-Rabee, F. 1994. Earthquake Recurrence in Kuwait Induced by Oil and Gas Extraction. Journal of Petroleum Geology 17(4): 473-480.

Chabora, E., E. Zemach, P. Spielman, P. Drakos, S, Hickman, S. Lutz, K. Boyle, A. Falconer, A. Robertson-Tait, N.C. Davatzes, P. Rose, E. Majer, and S. Jarpe. 2012. Hydraulic Stimulation of Well 27-15, Desert Peak Geothermal Field, Nevada, USA. Proceedings of the Thirty-Seventh Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, California, January 30-February 1.

Cox, R.T. 1991. Possible Triggering of Earthquakes by Underground Waste Disposal in the El Dorado, Arkansas Area. Seismological Research Letters 62(2): 113-122.

Davis, S.D., P. Nyffenegger, and C. Frohlich. 1995. The 9 April 1993 Earthquake in SouthCentral Texas: Was It Induced by Fluid Withdrawal? Bulletin of the Seismological Society of America 85(6): 1888-1895.

de Pater, C.J, and S. Baisch. 2011. Geomechanical Study of Bowland Shale Seismicity, Synthesis Report. Quadrilla Resources Ltd.

Doser, D.I., M.R. Baker, M. Luo, P. Marroquin, L. Ballesteros, J. Kingwell, H.L. Diaz, and G. Kaip. 1992. The Not So Simple Relationship Between Seismicity and Oil Production in the Permian Basin, West Texas. Pure and Applied Geophysics 139(3/4): 481-506.

Evans, K.F., A. Zappone, T. Kraft, N. Deichmann, and F. Moia. 2012. A survey of the induced seismic responses to fluid injection in geothermal and CO2 reservoirs in Europe. Geothermics 41: 30-54.

Foulger, G.R., B.R. Julian and F.C. Monastero. 2008. Seismic Monitoring of EGS Tests at the Coso Geothermal Area, California, using accurate MEQ locations and full moment tensors. Proceedings of the Thirty-Third Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, California, January 28-30.

Frohlich, C., C. Hayward, B. Stump, and E. Potter. 2010. The Dallas-Fort Worth Earthquake Sequence: October 2008-May 2009. Bulletin of the Seismological Society of America 101(1): 327-340.

Genmo, Z., C. Huaran, M. Shuqin, and Z. Deyuan. 1995. Research on Earthquakes Induced by Water Injection in China. Pure and Applied Geophysics 145(1) 59-68.

Giardini, D. 2011. Induced Seismicity in Deep Heat Mining: Lessons from Switzerland and Europe. Presentation to National Research Council Committee on Induced Seismicity Potential in Energy Production Technologies, April 26, Washington, DC.

Gomberg, J., and L. Wolf. 1999. Possible cause for an improbable earthquake: the 1997 Mw 4.9 southern Alabama earthquake and hydrocarbon recovery. Geology 27(4): 367-370.

Grasso, J.-R. 1992. Mechanics of Seismic Instabilities Induced by the Recovery of Hydrocarbons. Pure and Applied Geophysics 139(3/4): 506-534.

Grasso, J.-R., and G. Wittlinger. 1990. Ten Years of Seismic Monitoring over a Gas Field Bull. Seismological Society of America 80: 2,450-2,473.

Guha, S.K. 2000. Induced Earthquakes. Dordrecht, The Netherlands: Klewer Academic Publishers.

Healy, J.H., W.W. Rubey, D.T. Griggs, and C.B. Raleigh. 1968. The Denver Earthquakes. Science 161: 1,301-1,310.

Herrmann, R.B., S.-K. Park, and C.-Y. Wang. 1981. The Denver Earthquakes of 1967-1968. Bulletin of the Seismological Society of America 71(3): 731-745.

Holland, A. 2011. Examination of Possibly Induced Seismicity from Hydraulic Fracturing in the Eola Field, Garvin County, Oklahoma. Oklahoma Geological Survey Open-File Report OF1-2011.

Horner, R.B., J.E. Barclay, and J.M. MacRae. 1994. Earthquakes and hydrocarbon production in the Fort St. John area of Northeastern British Columbia. Canadian Journal of Exploration Geophysics 30(1): 39-50.

Horton, S. 2012. Disposal of Hydrofracking-Waste Fluid by Injection into Subsurface Aquifers Triggers Earthquake Swarm in Central Arkansas with Potential for Damaging Earthquake. Seismological Research Letters 83(2): 250-260.

Howe, A.M., C.T. Hayward, B.W. Stump, and C. Frohlich. 2010. Analysis of Recent Earthquakes in Cleburne, Texas (Abstract). Seismological Research Letters 81: 379

Julian, B.R., G.R. Fouilger, and F. Monastero. 2007. Microearthquake Moment Tensors from the Coso Geothermal Field. Proceedings, 32nd Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, California, January 22-24.

Kaieda, H., S. Shunji Sasaki, and D. Wyborn. 2010. Comparison of Characteristics of MicroEarthquakes Observed During Hydraulic Stimulation Operations in Ogachi, Hijiori and Cooper Basin HDR Projects. Proceedings, World Geothermal Congress, Bali, Indonesia, April 25-29.

Keller, G.R., A.M. Robers, and C.D. Orr. 1987. Seismic Activity in the Permian Basin Area of West Texas and Southeastern New Mexico, 1975-1979. Seismological Research Letters 58(2): 63-70.

Kouznetsov, O., V. Sidorov, S. Katz, and G. Chilingarian. 1994. Interrelationships among seismic and short-term tectonic activity, oil and gas production, and gas migration to the surface. Journal of Petroleum Science and Engineering 13: 57-63.

Kovach, R.L. 1974. Source mechanisms for Wilmington oil field, California, subsidence earthquakes. Bulletin of the Seismological Society of America 64(3): 699-711.

Kugaenko, Y., V. Saltykov, and V. Chebrov. 2005. Seismic Situation and Necessity of Local Seismic Monitoring in Exploited Mutnovsky Steam-Hydrothermal Field (Southern Kamchatka, Russia). Proceedings, World Geothermal Congress, Antalya, Turkey, April 24-29.

Lei, Z., G. Yu, S. Ma, X. Wen, and Q. Wang. 2008. Earthquakes induced by water injection at ~3 km depth within the Rongchang gas field, Chongqing, China. Journal of Geophysical Research 113: B10310.

Majer, E.L., R. Baria, M. Stark, S. Oates, J. Bommer, B. Smith, and H. Asanuma. 2007. Induced seismicity associated with Enhanced Geothermal Systems. Geothermics 36(3): 185-222.

McGarr, A. 1991. On a Possible Connection Between Three Major Earthquakes in California and Oil Production. Bulletin of the Seismological Society of America 81(3): 948-970.

Nicholson, C., and R.L. Wesson. 1990. Earthquake hazard associated with deep well injection – a report to the US Environmental Protection Agency. U.S. Geological Survey Bulletin 1951, 74 p.

Nicholson, C., and R.L. Wesson. 1992. Triggered Earthquakes and Deep Well Activities. Pure and Applied Geophysics 139(3/4): 562-578.

Ohtake, M. 1974. Seismic Activity Induced by Water Injection at Matsushiro, Japan. Journal of Physics of the Earth 22(1): 163-176.

Pennington, W.D., S.D. Davis, S.M. Carlson, J. DuPree, and T.E. Ewing. 1986. The Evolution of Seismic Barriers and Asperities Caused by the Depressuring of Fault Planes in Oil and Gas Fields of South Texas. Bulletin of the Seismological Society of America 76(4): 939948.

Rothe, G.H., and C.-Y. Lui. 1983. Possibility of Induced Seismicity in the Vicinity of the Sleepy Hollow Oil Field, Southwestern Nebraska. Bulletin of the Seismological Society of America 73(5): 1357-1367.

Shouzhong, D., Z. Huanpeng, and G. Aixiang. 1987. Rare seismic clusters induced by water injection in the Jiao well 07 in Shengli oil field. Earthquake Research in China 1: 313.

Smirnova, M.N. 1969. Effect of earthquakes on the oil yield of the Gudermes field (Northeastern Caucasus). Investia, Earth Physics 12: 760-763.

Sze, E.K. 2005. Induced seismicity analysis for reservoir characterization at a petroleum field in Oman. Ph.D. Thesis, Massachusetts Institute of Technology, Cambridge.

van Eck, T., F. Goutbeek, H. Haak, and B. Dost. 2006. Seismic hazard due to small-magnitude, shallow-source, induce earthquakes in The Netherlands. Engineering Geology 87(1-2): 105-121.

Wetmiller, R.J. 1986. Earthquakes near Rocky Mountain House, Alberta and their relationship to gas production facilities. Canadian Journal of Earth Sciences 23, 172 p.

Zoback, M.D., and J.C. Zinke. 2002. Production-induced normal faulting in the Valhall and Ekofisk oil fields. Pure and Applied Geophysics 159: 403-420.

الملحق الثاني:

القدر السلبي للزلازل:

مقياس القدر (القوة) (الطاقة المتحررة) (الحجم) الأصلي وربما الأكثر شهرة لقياس قدر الزلزال هو مقياس ريختر، الذي اشتقه تشارلز ريختر في عام 1935 في معهد كاليفورنيا للتكنولوجيا لقياس حجم الزلزال في جنوب كاليفورنيا. باستخدام جهاز قياس الزلازل المبكر، حدد القدر المحلي ML ليكون: ML=LogA-LogAo

حيث A هي أقصى سعة لانحراف الإبرة على الرسم البياني، بالملليمتر، ويتم قياسها على جهاز قياس الزلازل وAo هو تصحيح تجريبي للمسافة مناسب للمنطقة.

حدد ريختر قدر 3 لحدث بسعة (انحراف إبرة) 1 ملم مسجلة على جهاز قياس الزلازل وود أندرسون على بعد 100 كيلومتر من المصدر، وقدر 0 بسعة 0.001 ملم على بعد 100 كيلومتر، وكان يعتقد أنه أصغر زلزال ممكن تم تسجيله باستخدام الأجهزة ولكن ماذا لو تم تسجيل زلزال بانحراف إبرة بسعة 0.0001 (أي قدر 1-) أو بانحراف إبرة بسعة 0.0000001 (أي بقدر 4-).

منذ ثلاثينيات القرن العشرين، أدت التطورات في تصميم المعدات مثل أجهزة الجيوفون الأكثر حساسية ومعدات التسجيل الرقمية والقرب من مصادر الزلازل إلى تطوير كبير في القدرة على تسجيل وتحليل البيانات من الزلازل الصغيرة.

باستخدام المصفوفات السيزمية الموجودة في البئر الواقعة على بعد بضع مئات من الأمتار من مصدر الزلزال، يمكن تسجيل زلازل صغيرة جدا. هذه الأحداث أصغر من القدر الأساسي 0 الذي صممه ريختر في الأصل، وبالتالي يستمر نطاق أحجام الأحداث في نطاق الحجم السلبي، يبين الشكل(7) رسم بياني لسعة الزلزال المقاس مقابل قدره. كلما كانت أجهزة قياس الزلازل أكثر حساسية، كلما كان الحجم القابل للقياس أصغر، حيث وصل إلى نطاق الحجم السلبي.

نظرا لأن مقياس ريختر تم تصميمه لقياسات جهاز قياس الزلازل وود أندرسون، فإن استخدامه الروتيني في علم الزلازل الحديث أصبح الآن محدودا للغاية، ولكن معظم مقادير الزلازل الحديثة تعتمد على مقاييس تعود إلى مقياس ريختر.

الشكل(7)

تقديرات أخرى لقدر الزلازل:

من الناحية العملية، تم استبدال طريقة ريختر لتقدير قدر الزلزال إلى حد كبير بمقاييس قدر أخرى أكثر مرونة وقوة. يتم استخدام العزم الزلزالي، الذي يتم قياسه ليتوافق مع مقياس ريختر، على نطاق واسع لأنه يمكن ربطه بمقاييس مباشرة أخرى لحجم الزلزال. العزم الزلزالي هو قياس روتيني يصف قوة الزلزال ويتم تعريفه على النحو التالي: Wo= μSd

حيث μ هي معامل القص، وS هي مساحة سطح الفالق، وd هو متوسط الإزاحة على طول الفالق. يرتبط قدر العزم Mw بالعزم الزلزالي من خلال معادلة هانكس وكاناموري (1979): Mw=(2/3)logMo−6  حيث Mo صالح للزلازل التي تتراوح قدرها من 3 إلى 7. هناك مجموعة متنوعة من الطرق المستخدمة لحساب قدر العزم من أشكال الموجات الزلزالية الدقيقة.

قيم المعامل b:

تحدث الزلازل الصغيرة في كثير من الأحيان أكثر من الزلازل الكبيرة. يتبع عدد الزلازل من حيث القدر توزيع قانون الطاقة ويتم وصفه بواسطة: LogN=a-bM

حيث N هو العدد التراكمي للزلازل التي تبلغ قوتها M أو أكبر منها، وa هو عدد الأحداث M = 0. يصف المتغير b العلاقة بين عدد الأحداث الكبيرة والصغيرة وهو ميل الخط الأفضل بين عدد الزلازل عند قوة معينة وقدرها (إيشيموتو وإيدا، 1939؛ جوتنبرج وريختر، 1944). يتم ملاحظة قيمة b قريبة من 1.0 بشكل شائع في أجزاء كثيرة من العالم بالنسبة للزلازل التكتونية. غالبا ما يشار إلى هذه العلاقة باسم علاقة جوتنبرج-ريختر. تكشف الاختلافات في انحدار b معلومات حول الحجم المحتمل والعدد المتوقع للأحداث في مجموعة الزلازل. أظهر تحليل قيم b حول العالم أنه في سيناريوهات حقن السوائل، غالبًا ما تكون قيمة b في حدود 2، وهو ما يعكس عددا أكبر من الأحداث الصغيرة مقارنة بالزلازل التكتونية. في الزلازل الدقيقة للتكسير الهيدروليكي، يتم ملاحظة قيم b بشكل شائع في حدود 2، يعتقد أن قيم b المرتفعة التي لوحظت في التكسير الهيدروليكي تمثل فتح العديد من الكسور الطبيعية الصغيرة أثناء الحقن عالي الضغط الشكل(8). من الممكن أن ينمو الكسر الهيدروليكي إلى فالق قريب ويعيد تنشيطه، إذا كان اتجاه الفالق مناسبا للانزلاق في ظل ظروف الضغط الحالية في الخزان. الشكل(9) هو مثال لكسر هيدروليكي يعيد تنشيط فالق صغير أثناء الحقن.

يوضح الشكل(8) رسم بياني لقيم b لمجموعتين مختلفتين من الزلازل الصغيرة أثناء معالجة الكسر الهيدروليكي. تتراوح قيم b من حوالي 1 للأحداث الزلزالية الدقيقة التكتونية المعاد تنشيطها و2 للزلازل المرتبطة بحقن الكسر الهيدروليكي، عادة ما تكون مقادير الزلازل الدقيقة للكسر الهيدروليكي صغيرة جدا (أقل من 0).

يوضح الشكل(9) مثال على فالق أعيد تنشيطه أثناء التكسير الهيدروليكي. الشكل عبارة عن خريطة لزلازل صغيرة أثناء معالجة التكسير الهيدروليكي. يظهر بئر التكسير بالخط الوردي وهو ينحرف بعيدا عن موقع رأس البئر المركزي ويمتد عموديا عبر قسم الخزان. تم تسجيل البيانات وتحليلها باستخدام أجهزة استقبال البئر (التي تحمل علامة Geophones). تظهر النقاط الزرقاء نمو الكسر الهيدروليكي إلى الشمال الغربي، ثم يتقاطع ويعيد تنشيط فالق صغير في الخزان، كما يظهر من خلال التغير في اتجاه الكسر والأحداث الأكبر حجما (النقاط الصفراء).

الشكل(8)

الشكل(9)

المراجع:

Hanks, T.C., and H. Kanamori. 1979. A moment magnitude scale. Journal of Geophysical Research 84, No. B5: 2348-2350.

Gutenberg, B., and C.F. Richter. 1944. Frequency of earthquakes in California. Bulletin of the Seismological Society of America 34: 185-188.

Ishimoto, M., and K. Iida. 1939. Observations of earthquakes registered with the microseismograph constructed recently. Bulletin of the Earthquake Research Institute 17: 443-478.

Maxwell, S.C., J. Shemeta, E. Campbell, and D. Quirk. 2008. Microseismic deformation rate monitoring. Society of Petroleum Engineers (SPE) 116596-MS. SPE Annual Technical Conference and Exhibition, 21-24 September 2008, Denver, Colorado, USA.

Shemeta, J. 2010. It’s a matter of size: Magnitude and moment estimates for microseismic data. The Leading Edge 29(3): 296.

Wessels, S.A., A. De La Pena, M. Kratz, S. Williams-Stroud, and T. Jbeili. 2011.  Identifying faults and fractures in unconventional reservoirs through microseismic monitoring. First Break 29(7): 99-104.

Urbancic, T., A. Baig, and S. Bowman. 2010. Utilizing b-values and Fractal Dimension for Characterizing Hydraulic Fracture Complexity. GeoCanada – Working with the Earth. ESG Solutions.

حدث زلزالي بسبب حقن السوائل أو سحبها:

لبدء حدث زلزالي عن طريق تنشيط فالق موجود، يجب استيفاء شرط حرج يتضمن حالة الضغط في الموقع وضغط المسام. ينبع هذا الشرط، على الأقل بالنسبة لأبسط حالة لبدء الانزلاق على طول فالق موجود مسبقا، من مزيج من مفهومين أساسيين: (1) يبدأ الانزلاق عندما يتغلب إجهاد القص المؤثر على الصدع على مقاومة الاحتكاك و (2) يتم الحصول على مقاومة الاحتكاك من خلال حاصل ضرب معامل الاحتكاك في الإجهاد الفعال العادي، والذي يُعرف بأنه الإجهاد العادي عبر الفالق الذي تم تقليله بواسطة ضغط المائع. يمكن بعد ذلك ترجمة شرط بدء الانزلاق، والذي يشار إليه بمعيار كولوم، على أنه شرط حد لحجم الضغط الرأسي والأفقي وضغط المسام، والذي يعتمد على ميل الفالق.

يتبع تكوين الفالق مفاهيم مماثلة، ولكنه يمثل مقاومة قص إضافية بسبب التماسك، كما أن الاتجاه الفعلي للانزلاق الناتج يتوافق مع الميل الذي تحقق فيه شرط الانزلاق لأول مرة. على الرغم من أن حالة الإجهاد الأولية في الموقع وضغط المسام غالبا ما تكون قريبة من حالة الحد المطلوبة للتسبب في الانزلاق على فالق موجود، إلا أن كل الاضطرابات في الضغط وضغط المسام المرتبطة بحقن المائع أو استخراجه تؤدي في النهاية إلى حدوث حدث زلزالي.

أولا، يجب أن يكون الاضطراب مزعزعاً للاستقرار بطبيعته، أي أنه يجب أن يجعل النظام أقرب إلى الظروف الحرجة، بغض النظر عن حجم الاضطراب. والواقع في حال أن بعض الاضطرابات بدأت تستقر، وهذا يعني أنها تحرك النظام بعيدا عن الظروف الحرجة. يمكن تقييم درجة زعزعة الاستقرار من خلال المعامل m الذي يميز طبيعة الإجهاد واضطراب ضغط المسام الشكل(10).

ثانيا، إذا كان الاضطراب مزعزعا للاستقرار بالفعل، فيجب أن يكون حجم الاضطراب كبيرا بما يكفي للوصول إلى الظروف الحرجة.

ثالثا، ليست كل أحداث الانزلاق زلزالية، على الرغم من أن معظمها كذلك، حيث يمكن أن تستجيب الفوالق المليئة بالحفر بطريقة مستقرة، ومن المفيد مقارنة حالة حقن السوائل في صخور المكمن، حيث يتدفق السائل ويتم تخزينه في شبكة مسام الصخر، من تلك الموجودة في الصخور البلورية غير المنفذة، حيث يتم بشكل أساسي نقل السائل المحقون وتخزينه في شبكة الكسر، وفي الحالة النفاذية، يؤدي الضغط المسامي المتزايد في الصخر إلى إحداث تباين في الضغط في الخزان وفي الصخور المحيطة. في الحالة غير المنفذة، يكون الضغط الناتج عن الحقن ضئيلا (باستثناء الحالات التي تكون فيها شبكة الكسر كثيفة جدا)، ولكن يمكن أن ينتقل تغير ضغط المائع على مسافة كبيرة عن طريق الكسور التي توفر مقاومة قليلة للتدفق. على الرغم من أن التحليل في هذا الملحق يشير إلى خزان محدود المدى، إلا أن حل الحالة اللانهائية يقع ضمن الحل المحدود. ولأغراض فهم اضطراب ضغط المسام في خزان لا نهائي، يأخذ المرء ببساطة طول الخزان إلى ما لا نهاية، مما يؤدي إلى انتقال المقياس الزمني المرجعي إلى ما لا نهاية.

حقن السوائل واستخلاصها في صخرة مكمن (نفاذية):

تؤدي زيادة ضغط المسام في الصخور المنفذة والتي تكون حرة في التشوه إلى زيادة الحجم. تشبه هذه الظاهرة الفيزيائية التمدد الحراري، أي زيادة الحجم التي تتعرض لها المادة غير المقيدة عند تعرضها لزيادة درجة الحرارة. ومع ذلك، نظرا لأن تشوه الصخور يتم تثبيطه بواسطة المواد المحيطة، فإن زيادة ضغط المسام تؤدي إلى تغير في الحجم يكون أصغر من التغير في الحجم غير المقيد الذي كان سيحدث لنفس زيادة ضغط المسام. بالإضافة إلى ذلك، بزداد الضغط في الصخر بمقدار يتناسب مع زيادة ضغط المسام. ولكن في حالات محددة جدا، تكون زيادة الضغط في الاتجاهين الرأسي والأفقي غير متساوية، حيث تكون نسبة الضغط دالة على شكل الخزان والتباين في الخصائص المرنة بين الخزان والصخور المحيطة به، على وجه الخصوص، تتناقص نسبة الضغط الرأسي المستحث إلى الضغط الأفقي المستحث مع نسبة العرض إلى الارتفاع للخزان، أي نسبة سمك الخزان إلى المدى الجانبي. أما بالنسبة للخزان “الرفيع” الذي يتميز بنسبة عرض إلى ارتفاع صغيرة، فإن تغير الضغط الرأسي لا يكاد يذكر، وكل زيادة الضغط تحدث في الاتجاه الأفقي، مع زيادات تتراوح بين 40% و80% من زيادة ضغط المسام. يؤدي توسع الخزان ككل أيضا إلى تغيير حالة الإجهاد في الصخور المحيطة، مما يؤدي بشكل خاص إلى انخفاض الضغط الأفقي فوق وتحت الخزان. يمكن لتغيرات الإجهاد هذه، من حيث المبدأ، أن تؤدي أيضا إلى حدوث الانزلاق في هذه المناطق، ومع ذلك، فإن الجمع بين الضغط وتغير ضغط المسام الناتج عن حقن السوائل من المرجح أن يؤدي إلى حدوث زلزال في الخزان وليس في الخارج. والعكس صحيح بالنسبة لاستخراج السوائل.

حقن السوائل في صخرة غير منفذة ومكسورة:

على عكس حقن الموائع في الصخور النفاذية، فإن حقن الموائع في الصخور غير المنفذة المتكسرة يؤدي بشكل أساسي إلى زيادة ضغط المائع في الكسور، مع تغيرات مصاحبة ضئيلة في الإجهاد. ولذلك فهي أسوأ حالة مقارنة بحالة الصخور النفاذة، حيث يتم تعويض الزيادة في ضغط المسام جزئيا عن طريق زيادة إجهاد الضغط، وهو عامل استقرار. (وبعبارة أخرى، العامل m المدرج في الشكل(10) يساوي الصفر تقريبا). ونظرا لأن الكسور يمكن أن تكون موصلة للغاية وتوفر مساحة تخزين أقل مقارنة بالصخور المنفذة، فإن اضطرابات ضغط المسام يمكن أن تنتقل على بعد كيلومترات من النقطة من الحقن.

الشكل(10)

معيار كولوم والإجهاد الفعال:

لكي يحدث الانزلاق على الفالق، هناك حالة حرجة تتضمن الضغط العمودي 𝜎 (القوة لكل وحدة مساحة عمودية على الفالق) وإجهاد القص 𝜏 (القوة لكل وحدة مساحة موازية للفالق) والضغط 𝑝 للفالق (انظر الشكل(11) للتعرف على تمثيل 𝜎 و𝜏). يتجسد الشرط في معيار كولوم، 𝜏= 𝜇(𝜎−𝑝)+𝑐، والذي يعتمد على معاملين: معامل الاحتكاك 𝜇، حيث تتراوح القيم عادة في النطاق الضيق من 0.6 إلى 0.8، ومعامل التماسك 𝑐.

يعبر معيار كولوم عن استيفاء شرط الانزلاق على الفالق عندما يكون مقدار إجهاد القص |𝜏|، مساويا لمقاومة القص 𝜇(𝜎−𝑝)+ 𝑐 . تعرف الكمية (𝜎−𝑝) بالإجهاد الفعال.

طالما أن مقاومة القص أكبر من حجم إجهاد القص، يكون الفالق مستقرا. إلا أن زيادة حجم إجهاد القص أو نقصان قوة القص من شأنه أن يتسبب في انزلاق الفالق إذا تساوت الكميتان. على سبيل المثال، زيادة ضغط السائل الناجم عن الحقن يمكن أن تكون مسؤولة عن انخفاض قوة القص بشكل كبير بما يكفي للوصول إلى الظروف الحرجة.

يمكن في الواقع التعبير عن الإجهاد العمودي وإجهاد القص على الفالق بدلالة الإجهادين الرأسي والأفقي في الموقع، 𝜎𝑣 و𝜎ℎ، من خلال علاقة تعتمد على ميل الفالق 𝛽 الشكل(11). يمكن بعد ذلك التعبير عن معيار كولوم كشرط محدد من حيث الإجهادات الرأسية والأفقية الفعالة 𝜎′𝑣=𝜎𝑣−𝑝 و𝜎′ℎ=𝜎ℎ− 𝑝 أو ما يعادله من حيث نصف مجموعهما ونصف الفرق ‘𝑃 و𝑆. ويقدم الشكل(12) تمثيلا بيانيا لمعيار كولوم من حيث هاتين الكميتين. يكون الفالق مستقرا إذا كانت النقطة الممثلة لحالة الإجهاد (الفعالة) في الموقع أقل من معيار الانزلاق. الاضطراب (𝛥𝑃′,𝛥𝑆)، الناجم عن حقن المائع أو سحبه، إلى حالة موجودة (𝑃′𝑜,𝑆𝑜) يحرك النقطة (𝑃′𝑜+𝛥𝑃′,𝑆𝑜+ 𝛥𝑆) لتكون على خط كولوم لتسبب الانزلاق وتؤدي إلى حدوث زلزال. ومع ذلك، فإن بعض الاضطرابات فقط هي التي تؤدي إلى زعزعة الاستقرار بطبيعتها، أي تحريك نقطة الضغط التمثيلية (𝑃′,𝑆) بالقرب من الظروف الحرجة.

يبين الشكل(12) اضطرابات الإجهاد وضغط المسام من حالة الاستقرار الأولية مما يؤدي إلى حالات حرجة. يمثل التقاطع الرأسي قوة تماسك الصخور وهو صفر بالنسبة للفالق الموجود مسبقا. يعتمد الميل 𝒎 لمعيار الانزلاق على معامل الاحتكاك 𝝁 وعلى ميل الصدع 𝜷. يتوافق الرسم مع الظروف العادية عندما يكون 𝝈𝒗>𝝈𝒉.

يعكس وجود الاضطراب 𝛥𝑆 حقيقة أن حقن أو استخراج السوائل في الطبقات العميقة له عواقب تتجاوز مجرد زيادة أو تقليل ضغط السائل المسامي، فإن ميل الصخور النفاذية إلى التوسع (التقلص) كاستجابة لزيادة (تناقص) ضغط المسام يؤدي إلى تغير الضغط ليس فقط في الخزان ولكن أيضا في الصخور المحيطة. فقط في حالة الصخور غير المنفذة، حيث يحدث تدفق السوائل فقط في شبكة الفالق، تكون الاضطرابات ذات طبيعة هيدروليكية فقط. على سبيل المثال، يؤدي حقن السائل في الصخور غير المنفذة إلى زيادة ضغط المسام بشكل أساسي مما يؤدي إلى 𝛥𝑃′<0 و𝛥𝑆=0، مما قد يتسبب في تحرك نقطة الضغط في الشكل(12) أفقيا (𝑚=0) إلى اليسار.

الشكل(11)

الشكل(12)

المراجع:

Rudnicki, J.W. 1999. Alteration of Regional Stress by Reservoirs and Other Inhomogeneities: Stabilizing or Destabilizing? Proceedings of the Ninth International Congress on Rock Mechanics, Paris, France, August 25-28, edited by G. Vouille and P. Berest, Vol. 3, pp. 1629-1637.

Rudnicki, J.W. 2002. “Eshelby Transformations, Pore pressure and Fluid Mass Changes, and Subsidence”, in Poromechanics II, Proceedings of the Second Biot Conference on Poromechanics, Grenoble, France, August 26-28, 2002, edited by J.–L. Auriault et al., pp. 307- 312.

Terzaghi, K. 1940. Theoretical Soil Mechanics. New York: Wiley.

ضغط المسام الناجم عن حقن السوائل:

يرتبط ضغط المسام بمعاملات التشغيل (معدل الحقن، وحجم السائل المحقون)، والموضع والوقت، والخواص الهيدروليكية للخزان ، سندرس المثال البسيط لحقن السائل في خزان على شكل قرص. يبين التحليل أن هناك عوامل مختلفة تتحكم في ضغط المسام في بداية عملية الحقن وبمجرد حقن كمية كافية من السائل في الخزان. إن ضغط المسام الناجم عن حقن السائل Δp، هو تقريب جيد تحكمه معادلة الانتشار المعادلة(1) الشكل(13).

حيث يشير c إلى الانتشار الهيدروليكي الذي يساوي k/μS، حيث k هي النفاذية للصخور، وμ هي لزوجة السائل، وS معامل التخزين، وهو دالة لانضغاط كل من السائل والصخور المسامية. تفرض معادلة الانتشار بنية معينة على العلاقة بين حجم ضغط المسام المستحث Δp وV حجم السائل المحقون وQo معدل الحقن.

على سبيل المثال، نعتبر حقن السائل المحقون بمعدل حجمي ثابت Qo، في مركز خزان على شكل قرص ذو سمك H ونصف قطر R. من المفترض أن الخزان رقيق أي H/R<<1، وأيضا أن يكون ضغط المسام منتظما على سماكة الطبقة، مما يعني، اعتمادا على طريقة حقن السائل، أن بعض الوقت قد انقضى منذ بداية العملية.

في وقت مبكر لم يصل اضطراب ضغط المسام الناجم عن حقن السائل إلى حدود الخزان. يتم بعد ذلك إعطاء مجال ضغط المسام المستحث بواسطة المصدر لمجال لا نهائي، وهو حل بالمعادلة(2) الشكل(13).

حيث r المسافة الشعاعية من بئر الحقن، وt الزمن، وF هي دالة معروفة. الكمية *p عبارة عن ضغط مميز (أي مقياس لقياس الضغط المستحث) يعطى بالمعادلة(3) الشكل(13).

بمجرد أن يصبح الوقت المنقضي منذ بدء الحقن أكبر من جزء، على سبيل المثال 0.1، من الوقت المميز t*=1/c(R^2)، فإن تطور ضغط المسام المستحث يتأثر بمحدودية الخزان. رسميا، يمكن بعد ذلك التعبير عن تغير ضغط المسام بالمعادلة(4) الشكل(13).

إذا تم التعبير عن الوقت المنقضي كنسبة V الحجم المحقون إلى Qo معدل الحقن، فيمكن كتابة الحل بالمعادلة(5) الشكل(13).

حيث *V هو حجم السائل المميز، وتشير العلاقة إلى أن العلاقة بين ضغط المسام المستحث p∆ والحجم المحقون V ومعدل الحقن Qo ليست واضحة، ومع ذلك، تظهر المعادلة اتجاهات مهمة، على سبيل المثال، يؤدي انخفاض النفاذية إلى زيادة الضغط المميز، أو تؤدي زيادة معامل التخزين إلى انخفاض ضغط المسام، وتبقى جميع المعاملات الأخرى ثابتة.

الشكل(13)

من أجل زمن قصير ∗t<<t، ينخفض الضغط P=Δp/∗p، بينما في زمن كبير ∗t>>t، يميل الضغط إلى أن يصبح منتظما ويتم إعطاء ضغط المسام ببساطة عن طريق المعادلة(6) الشكل(14).

حيث تتصرف الدالة P(p,t) بقدر كبير P=τ/π. وبالتالي، في الأزمنة الكبيرة، يتناسب ضغط المسام ببساطة مع حجم السائل المحقون. تشير المعادلة(6) الشكل(14) في الواقع إلى أن ضغط المسام الكبير هو ببساطة نسبة الحجم المحقون إلى حجم الخزان، مقسوما على معامل التخزين.

يبين الشكل(15) رسم بياني لضغط المسام عند حقن السوائل بمعدل ثابت في مركز خزان على شكل قرص، يشير هذا المخطط إلى أن استجابة الضغط مشابهة لاستجابة خزان غير محدود طالما τ<=0.2 وأن الضغط يكون منتظما تقريبا ومتناسبا مع حجم السائل المحقون عند τ>=10.

توفر المادة السابقة بعض المعلومات حول العلاقة بين ضغط المسام وحجم الحقن ومعدل الحقن للحالة الخاصة للحاقن المتمركز في خزان على شكل قرص، ويمكن تعميم هذه الأفكار على حالات أكثر واقعية، فعلى سبيل المثال، بالنسبة لخزان ذو شكل عشوائي يحتوي على عدد n من الآبار، يتم حقن كل منها بمعدل Qo، يمكن كتابة التعبير العام لضغط المسام المستحث كما في المعادلة (7) الشكل(14)

حيث يتم إعطاء الضغط المميز والوقت في المعادلتان(8) الشكل(14).

الشكل(14)

الشكل(15)

من أجل خزان بطول L وموقع الحقل x وموقع المصدر xi. في زمن كبير، يتم إعطاء ضغط المسام المستحث تقريبا بواسطة المعادلة(9) الشكل(14)

حيث V هو الحجم الكلي للسائل المحقون وVreservoir هو حجم الخزان.

المراجع:

Nicholson, C., and R.L. Wesson. 1990. Earthquake hazard associated with deep well injection: A report to the U.S. Environmental Protection Agency. U.S. Geological Survey Bulletin 1951, 74 p.

Wang, H.F. 2000. Theory of Linear Poroelasticity with Applications to Geomechanics and Hydrogeology. New Jersey: Princeton University Press.

فشل سد بالدوين هيلز:

في 14 ديسمبر 1963، فشل السد الذي تم بناؤه لاحتواء خزان بالدوين هيل الواقع في جنوب غرب لوس أنجلوس، مما أدى إلى إطلاق 250 مليون جالون من المياه في المناطق السكنية الموجودة أسفل السد. تضرر أو دمر ما يقرب من 277 منزلا وقتل خمسة أشخاص بسبب الكارثة. على الرغم من وجود تكهنات بأن عمليات الغمر بالمياه في حقل إنجلوود للنفط (الواقع إلى الغرب والجنوب من الخزان) كانت مسؤولة جزئيا عن فشل سد الخزان، إلا أن السد نفسه لم يفشل بسبب زلزال ناتج. أظهرت السجلات من مختبر قياس الزلازل التابع لمعهد كاليفورنيا للتكنولوجيا الواقع على بعد 15 ميلا شمال شرق الخزان عدم وجود زلازل كبيرة بما يكفي لإحداث أضرار داخلية للخزان خلال الفترة 1950-1963، وبدلا من ذلك، فشلت طبقات السد في قاع الخزان بسبب زحف عدة كسور جيولوجية أسفل الخزان، مما تسبب في انطلاق المياه عبر قاع الخزان مما أدى إلى فشل هيكلي للسد نفسه.

تم إنشاء خزان بالدوين هيلز بين عامي 1947 و1951 من قبل إدارة المياه والطاقة في لوس أنجلوس. تم بناء الخزان على قمة تل، وتم تشكيله بواسطة سد على الجانب الشمالي وسدود ترابية على الجوانب الثلاثة الأخرى، والتي تم بناؤها من مواد تم التنقيب عنها في وعاء الخزان. كانت التربة الموجودة تحت الخزان مكونة من مادة مسامية وقسمتها ثلاثة صدوع جيولوجية معروفة. تم جعل أرضية الخزان مقاومة للماء عن طريق استخدام طبقتين من الأسفلت مع تربة مضغوطة بينهما. أسفل الطبقة العليا من الأسفلت والأرض، تم تركيب مستوى من الحصى مع مصارف للسماح بمراقبة التسرب من قاع الخزان. تم تسجيل تصريف واسع النطاق من نظام الصرف أثناء الملء الأولي للخزان، وتم إيقاف التعبئة حتى يمكن إجراء إصلاحات في الخزان. تمت ملاحظة تشققات في الأجزاء الخرسانية من الخزان في وقت مبكر من عام 1951.

تم اكتشاف حقل إنجلوود للنفط في عام 1924 وكان يغطي حوالي 1200 فدان عند تطويره بالكامل. في وقت انهيار سد بالدوين هيلز الشكل(16) في عام 1963، كان الحقل يضم أكثر من 600 بئر منتجة، وكانت أقرب الآبار تقع على بعد 700 قدم من هيكل الخزان. ينقسم خزان النفط إلى أجزاء متعددة بسبب سلسلة من الفوالق الجيولوجية. العديد من هذه الفوالق لا تقسم حقل إنجلوود للنفط فحسب، بل تستمر أيضا في الظهور على السطح وهي موجودة في موقع خزان بالدوين هيلز. يتراوح عمق الآبار في حقل إنجليوود بين 2000 قدم و 4000 قدم. بسبب سحب السوائل تحت السطح، أظهر مستوى الأرض فوق الحقل هبوطا سطحيا بحوالي 10 أقدام بحلول عام 1964. ومن أجل زيادة الإنتاج، بدأت عمليات الغمر بالمياه في عام 1954 وتوسعت في عامي 1955 و1961. أدت عمليات الحقن هذه إلى زيادة ضغط المسام في أجزاء من حقل النفط من 50 رطل لكل بوصة مربعة إلى أكثر من 850 رطل لكل بوصة مربعة بحلول عام 1963. كانت أعماق الحقن ضحلة حتى 1200 قدم. فشل هيكل السد بسبب تسرب مياه الخزان تحت سطح الأرض تحت أرضية الخزان وتحت أساس السد نفسه. وقد حدث التسرب تحت السطح نتيجة للفالق الممتد عبر أرضية الخزان. تسببت حركة الفوالق الجيولوجية التي تعبر أرضية الخزان بإزاحة نحو الأسفل تتراوح من 2 إلى 7 بوصات على الجانب الغربي من العديد من الفوالق في حدوث تشقق في الغشاء الإسفلتي والسماح بدخول المياه إلى التربة المسامية أسفل السد. أشارت الحفريات اللاحقة في قاع الخزان إلى حدوث تسرب لفترة طويلة قبل انهيار السد. يعزى بطء حركة الفوالق الموجودة أسفل الخزان إلى: 1) أسباب طبيعية متأصلة في البيئة الجيولوجية. 2) هبوط سطح الأرض نتيجة عمليات النفط والغاز أو ملء الخزان بالمياه. 3) حقن الماء بالضغط في حقل إنجليوود على أعماق ضحلة لعمليات النفط والغاز وفي ظل وجود فالق.

الشكل(16)

المراجع:

Hamilton, D.H., and R.L. Meehan. 1971. Ground Rupture in the Baldwin Hills. Science 172(3981): 326-406.

Jansen, R.B. 1988. Advanced Dam Engineering for Design, Construction, and Rehabilitation. New York: Springer.

مراقبة الكسر الهيدروليكي بالزلازل الدقيقة:

أثناء عملية الكسر الهيدروليكي، تحدث هزات صغيرة جدا (من 4- إلى 0) (أحداث زلزالية مجهرية) نتيجة لحقن السوائل تحت الضغط العالي في باطن الأرض، ويعتقد أن هذه “الهزات الصغيرة” ناجمة عن زيادة ضغط المسام المتسرب إلى الصخور المحيطة بالكسر الهيدروليكي.

يؤدي الضغط المتزايد للمسام إلى انزلاق الكسور الطبيعية الصغيرة، مما يسبب هزات صغيرة، وهذه الهزات الصغيرة أصغر بآلاف المرات من الزلازل النموذجية التي يمكن أن يشعر بها البشر.

يتطلب تسجيل وتحليل موقع الهزات الدقيقة معدات استشعار زلزالية متخصصة وخوارزميات معالجة، ويتم استخدام موقع وحجم الزلازل الدقيقة من قبل مشغلي النفط والغاز للمساعدة في تحديد هندسة الكسور الهيدروليكية في التشكيل.

يعد رسم الخرائط الزلزالية الدقيقة أداة مفيدة جدا في تخطيط برامج تطوير الآبار على نطاق واسع، مثل اتجاه البئر الأفقي والمسافة بين الآبار، بالإضافة إلى المساعدة في تصميم إجراءات التكسير الهيدروليكي، مثل معدل الحقن وحجم السائل.

يتم الحصول على البيانات الزلزالية الدقيقة إما باستخدام مجموعة من الأدوات السيزمية (الجيوفونات أو مقاييس التسارع) في حفرة بئر واحدة أو عدة حفر، أو باستخدام عدد كبير (100 إلى أكثر من 1000) من الجيوفونات القريبة من السطح أو عليه الشكل(17).

تستخدم تقنيات معالجة البيانات المتخصصة لتحديد موقع الأحداث الزلزالية الدقيقة بدقة في الزمان والمكان ولحساب معاملات المصدر إذا كانت البيانات كافية.

تنتشر الكسور الهيدروليكية عادة بالتوازي مع اتجاه الضغط الأقصى في الخزان، في المناطق ذات فروق الإجهاد المنخفضة، يمكن أن يكون نمط الكسر الهيدروليكي معقدا تماما، حيث لا يوجد اتجاه تفضيلي لنمو الكسر، على عكس المناطق ذات الضغوط العالية، حيث ينمو الكسر الهيدروليكي بالتوازي مع اتجاه الإجهاد الأقصى. يوضح الشكل(18) مثالين لنتائج رسم الخرائط الزلزالية الدقيقة باتباع إجراءات التكسير الهيدروليكي في تكساس: مثال من بئر الغاز الصخري الأفقي في بارنيت يظهر هندسة الكسر المعقدة (يمين)، والآخر في بئر عمودي يظهر هندسة كسر بسيطة (يسار).

يبين الشكل(18) أمثلة على نتائج مراقبة الآبار الزلزالية الدقيقة بعد إجراء التكسير الهيدروليكي. (a) على اليسار توجد خريطة (أعلى) ومقطع عرضي (أسفل) بعد معالجة كسر هيدروليكي متعدد المراحل في بئر أفقي (خط أحمر) (تشير المثلثات إلى ثقب في حفرة البئر حيث يتم حقن السائل)؛ تظهر النقاط الزرقاء الصغيرة موقع الأحداث الزلزالية الدقيقة التي تم رسمها من بئرين للرصد (المربعات الحمراء)؛ الأجهزة الزلزالية مشار إليها بالدوائر الخضراء. (b) توجد على اليمين خريطة (أعلى) ومقطعان (أسفل) لبئرين مكسورين هيدروليكيا عموديين (دوائر بيضاء) تظهر النقاط الرمادية الصغيرة المواقع الزلزالية الدقيقة أثناء حقن سائل التكسير الهيدروليكي.

الشكل(17)

الشكل(18)

يمكن استخدام رسم الخرائط الزلزالية الدقيقة باستخدام أجهزة استشعار البئر أو السطح للتمييز بين الفوالق الطبيعية المعاد تنشيطها وأحداث الكسر الهيدروليكي، من خلال تحليل القيمة b.

غالبا ما يتم حفر آبار الكسر الهيدروليكي لتجنب الفوالق الطبيعية الكبيرة التي يمكن تمييزها عن الصور الزلزالية السطحية ثلاثية الأبعاد، حيث يمكن أن “تسرق” العيوب مائع التكسير وتحول الموائع بعيدا عن التشكيل المستهدف للتكسير الهيدروليكي. تمت مناقشة مثال على هذه المشكلة بواسطة، حيث تمت إعادة تنشيط الصدع أثناء التكسير الهيدروليكي الشكل(19).

يبين الشكل(19) خريطة للأحداث الزلزالية الدقيقة للكسر الهيدروليكي أثناء تحفيز الآبار الأربعة (خطوط زرقاء داكنة على الخريطة) في Barnett Shale. يتم تفسير الأحداث الحمراء على أنها مرتبطة بالتكسير الهيدروليكي، وتشير النقاط الزرقاء إلى الزلازل الدقيقة المرتبطة بإعادة تنشيط الفالق.

الشكل(19)

المراجع:

Maxwell, S.C., J. Rutledge, R. Jones, and M. Fehler. 2010. Petroleum reservoir characterization using downhole microseismic monitoring. Geophysics 75(5): 75A129-75A137.

Warpinski, N.R., R.C. Kramm, J.R. Heinze, and C.K. Waltman, 2005. Comparison of Single- and Dual-Array Microseismic Mapping Techniques in the Barnett Shale. Society of Petroleum Engineers Annual Technical Conference and Exhibition, October 9-12, Dallas, Texas.

Wessels, S.A., A. De La Pena, M. Kratz, S. Williams-Stroud, and T. Jbeili. 2011. Identifying faults and fractures in unconventional reservoirs through microseismic monitoring. First Break 29(7): 99-104.

التكسير الهيدروليكي في حقل إيولا، مقاطعة جارفين، أوكلاهوما والارتباط المحتمل بالزلازل المستحثة:

تزامنت معالجة الكسر الهيدروليكي في يناير 2011 في حقل إيولا، أوكلاهوما، مع سلسلة من الزلازل، يقع حقل إيولا في وسط أوكلاهوما، جنوب غرب مدينة أوكلاهوما الشكل(20).

تم الإبلاغ عن الزلازل المحسوسة مساء يوم 18 يناير من أحد المقيمين بالقرب من مدينة إلمور، أوكلاهوما، أظهر التحليل الإضافي حدوث خمسين زلزالا في ذلك المساء، 43 منها كانت كبيرة بما يكفي لتحديد موقعها، وتتراوح قوتها من 1.0 إلى 2.8، تتزامن الزلازل في الموقع والتوقيت مع كسر هيدروليكي في حقل إيولا، بئر وحدة بيكيت ب 4-18.

وقعت جميع الأحداث خلال 24 ساعة من النشاط الأول، حدث أعمق كسر هيدروليكي في البئر 4-18 في وحدة بيكيت قبل 7 ساعات من اكتشاف الزلزال الأول، ويبدو أن معظم الأحداث تقع على بعد حوالي 3.5 كيلومتر من بئر الكسر الهيدروليكي الشكل(21)، كان من الصعب تحديد مواقع الأحداث بدقة؛ كانت أقرب محطة زلزالية على بعد 35 كم من مكان الأحداث، تقدر الأخطاء في الموقع بـ 100-500 متر في المسافة الأرضية ومرتين ذلك بالنسبة للعمق. تبلغ أعماق مركز الحفر حوالي 1 إلى 5 كم، وهو ما يشبه عمق الحقن للبئر 4-18 الشكل(22).

يبين الشكل(21) خريطة مواقع الزلازل، يتم تحديد حقل Eola بمنطقة مهشرة باللون الرمادي، تم تمييز الفوالق بخطوط خضراء، ويبين الشكل(22) توزيع عمق الهزات وتقديرات عدم اليقين.

تم الإبلاغ عن حالات أخرى من النشاط المستحث المشتبه به في أوكلاهوما في الماضي؛ على سبيل المثال، في يونيو 1978، وقع 70 زلزالا خلال 6.2 ساعة في مقاطعة جارفين بعد معالجة الكسر الهيدروليكي. في مايو 1979، تم تحفيز البئر على مدى 4 أيام، حيث تم كسر ثلاثة تشكيلات مختلفة هيدروليكيا على أعماق 3.7 و3.4 و3.0 كيلومترا، وأعقب مرحلة الكسر الهيدروليكي الأولى والأعمق 50 زلزالا خلال الأربع ساعات التالية، وأعقب المرحلة الثانية مباشرة 40 زلزالا في ساعتين، لم يرتبط أي نشاط بالكسر الهيدروليكي الثالث والأصغر، أكبر حدث كان 1.9. ولم يتم الشعور سوى بإثنين من الزلازل، وكان النشاط على بعد كيلومتر واحد من محطة ويلسون للزلازل في أوكلاهوما.

شهد جنوب وسط أوكلاهوما زلازلا الشكل(23) منذ عام 1977، ويبين الشكل خريطة الزلازل من كتالوج المسح الجيولوجي في أوكلاهوما (الزلازل التي وقعت في الفترة من 1897 إلى 2010).

الشكل(20)

الشكل(21)

الشكل(22)

الشكل(23)

المراجع:

Holland, A. 2011. Examination of Possibly Induced Seismicity from Hydraulic Fracturing in the Eola Field, Garvin County, Oklahoma. Oklahoma Geological Survey Open-File Report OF1-2011.

Harlton, B.H. 1964. Tectonic Framework of Eola and Southeset Hoover Oil Fields and West Timbered Hills Area, Garvin and Murray Countied, Oklahoma,  Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists 48(9): 1555-1567.

Nicholson, C., and R.L. Wesson. 1990. Earthquake hazard associated with deep well injection – A report to the U.S. Environmental Protection Agency. U.S. Geological Survey Bulletin 1951, 74 p.

مشروع حقن المياه المالحة لوحدة بارادوكس فالي:

يقع مشروع التحكم في ملوحة حوض نهر كولورادو في مقاطعة مونتروز، على الحدود الغربية لولاية كولورادو، يقوم المشروع بتحويل التسرب الطبيعي للمحلول الملحي الذي يتدفق عادة إلى نهر ديلوريس (ثم إلى نهر كولورادو) وحقن المحلول الملحي تحت الأرض، يتم تشغيل المشروع من قبل وزارة الداخلية الأمريكية، مكتب الاستصلاح.

نظرا للمخاوف المتعلقة بالزلازل المستحثة، فقد تم تسجيل وتحليل البيانات الزلزالية لهذا المشروع بشكل مستمر منذ بدء المشروع في عام 1996 من أجل فهم وتخفيف آثار أي أحداث زلزالية مستحثة. وحدة PVU هي مجموعة من الآبار التي تشكل جزءا من هذا المشروع.

يتم إنتاج المحلول الملحي من 9 آبار استخراج قبل أن يتدفق إلى نهر ديلوريس، ثم يتم حقن المحلول الملحي في بئر التخلص، ويقع البئر بالقرب من بلدة بيدروك بولاية كولورادو، على بعد حوالي ميل واحد جنوب غرب آبار الاستخراج، يقوم البئر بحقن المحلول الملحي في تكوين الحجر الجيري على عمق يتراوح بين 14100 قدما إلى 15750 قدما تقريبا. بدأ المشروع في يوليو 1996 بمعدل حقن أولي قدره 345 جالونا في الدقيقة عند ضغط 4900 رطل لكل بوصة مربعة، تبلغ معدلات الحقن الحالية حوالي 230 جالونا في الدقيقة عند ضغط 5300 رطل لكل بوصة مربعة.

قبل ثماني سنوات من بدء الحقن في موقع PVU، قام مكتب الاستصلاح بتكليف شبكة مراقبة زلزالية لقياس النشاط الزلزالي في منطقة وادي بارادوكس. تتكون الشبكة الأصلية من 10 محطات لرصد الزلازل. تمت ترقية النظام إلى 16 محطة بعد أن بدأ الحقن في عام 1996 ويبلغ المجموع حاليا 20 محطة. تم تسجيل الزلازل على الفور تقريبا بعد بداية الحقن في يوليو 1996 مع قياس أول حدث زلزالي في نوفمبر 1996، واستمرت الزلازل الصغيرة حتى منتصف عام 1999 ووقع حدثان بقوة 3.5 درجة في يونيو ويوليو 1999.

استجابةً للقوة الأعلى للزلازل، بدأ مكتب الاستصلاح برنامجا لوقف الحقن لمدة 20 يوما كل ستة أشهر، قبل هذه الأحداث، لاحظوا أن معدل النشاط الزلزالي قد انخفض أثناء عمليات الإغلاق بعد الصيانة غير المجدولة، كان مكتب الاستصلاح يأمل في أن يؤدي إيقاف الحقن مرتين سنويا إلى إتاحة الوقت لسائل الحقن للانتشار من الكسور المضغوطة إلى المصفوفة الصخرية.

بعد وقوع زلزال بقوة 4.3 درجة في مايو 2000، أوقفت PVU الحقن لمدة 28 يوما للسماح بتقييم برنامج الحقن وعلاقته بالأحداث الزلزالية المستحثة، وبعد التحليل انخفض معدل الحقن بمقدار الثلث من 345 جالونا في الدقيقة إلى 230 جالونا في الدقيقة، كما استمر برنامج التوقف عن الحقن لمدة 20 يوما مرتين سنويا في الفترة من يونيو 2000 إلى يناير 2002، وكذلك انخفاض معدلات الحقن.

في يناير 2002، تم تغيير سائل الحقن إلى 100% ماء مملح من خليط مكون من 70% محلول ملحي مع 30% ماء عذب، وهو خليط الحقن منذ بداية المشروع، أدى هذا السائل الأثقل إلى زيادة الضغط الهيدروستاتيكي المقاس في قاع بئر الحقن ولكن لم يحدث فرق في معدل الزلازل المستحثة نتيجة لهذا التغيير.

بعد مراقبة الحقن في بئر الحقن في PVU لمدة 15 عاما تقريبا، سجل مكتب الاستصلاح أكثر من 4600 حدث زلزالي مستحث، وقع أكبر حدث زلزالي في 27 مايو 2000 وبلغت قوته 4.3 الشكل(24).

بعد مراجعة البيانات المتعلقة بحجم الحقن، ومعدل الحقن، والضغط في قاع البئر، والنسبة المئوية لأيام الحقن، لاحظ مكتب الاستصلاح أنه “من بين معاملات الحقن الأربعة التي تم فحصها، يظهر ضغط قاع البئر أفضل ارتباط مع حدوث زلزال بالقرب من البئر مع مرور الوقت”، لاحظ مكتب الاستصلاح أيضا أن سجل النشاط الزلزالي يبدو مقسما إلى ثلاث مجموعات متميزة حدثت من عام 1997 إلى يناير 2000، ومن 2003 إلى 2005، ومن يوليو 2008 حتى الوقت الحاضر، ويخلص مكتب الاستصلاح إلى أنه “يبدو أن هناك علاقة إجمالية بين الفترات الثلاث لزيادة النشاط الزلزالي بالقرب من البئر وفترات زيادة ضغوط الحقن في المتوسط الزمني”، تكرر هذه الاستنتاجات نتائج التحقيقات الأخرى في سبب الزلازل المستحثة التي بدأت عن طريق الحقن تحت الأرض.

يبين الشكل(24) مجموعة بيانات عشرين عاما تم جمعها بواسطة مكتب الاستصلاح لمشروع Paradox Valley، يوضح الشكل العلوي متوسط معدل تدفق الحقن اليومي بالجالون في الدقيقة، ويوضح الشكل السفلي جميع الأحداث المستحثة وحجمها خلال نفس الفترة مع المسافة من بئر الحقن.

يواصل مكتب الاستصلاح حقن السوائل المالحة تحت الأرض كجزء من مشروع التحكم في ملوحة حوض نهر كولورادو ويستمرون في التحكم في الزلازل المستحثة عن طريق إيقاف نشاط الحقن كل سنتين والحد من حجم السائل المحقون، يعمل كلا الإجراءين على تقليل ضغط الحقن في قاع البئر في محاولة للحد من الأحداث الزلزالية المستحثة.

الشكل(24)

المراجع:

Adushkin, V.V., V.N. Rodionov, S.T. Turuntnev, and A.E. Yodin, 2000. Seismicity in the Oil Field. Oilfield Review Summer: 2-17.