Anisotropía sísmica - Seismic anisotropy

La anisotropía sísmica es un término utilizado en sismología para describir la dependencia direccional de la velocidad de las ondas sísmicas en un medio ( roca ) dentro de la Tierra .

Descripción

Se dice que un material es anisotrópico si el valor de una o más de sus propiedades varía con la dirección. La anisotropía se diferencia de la propiedad llamada heterogeneidad en que la anisotropía es la variación de valores con dirección en un punto, mientras que la heterogeneidad es la variación de valores entre dos o más puntos.

La anisotropía sísmica se puede definir como la dependencia de la velocidad sísmica en la dirección o en el ángulo. La anisotropía general se describe mediante un tensor de elasticidad de cuarto orden con 21 elementos independientes. Sin embargo, en la práctica, los estudios observacionales no pueden distinguir los 21 elementos y la anisotropía suele simplificarse. En la forma más simple, hay dos tipos principales de anisotropía, ambos se denominan isotropía transversal (se llama isotropía transversal porque hay isotropía en el plano horizontal o vertical) o anisotropía polar. La diferencia entre ellos está en su eje de simetría, que es un eje de invariancia rotacional tal que si giramos la formación sobre el eje, el material sigue siendo indistinguible de lo que era antes. El eje de simetría generalmente se asocia con la tensión regional o la gravedad.

  • TIV- isotropía transversal con un eje de simetría vertical, esto también se llama VTI (isotropía transversal vertical). Este tipo de anisotropía se asocia con capas y lutitas y se encuentra donde la gravedad es el factor dominante.
  • TIH- isotropía transversal con un eje de simetría horizontal, esto también se llama HTI (isotropía transversal horizontal). Este tipo de anisotropía se asocia con grietas y fracturas y se encuentra donde la tensión regional es el factor dominante.

La matriz anisotrópica transversal tiene la misma forma que la matriz isotrópica, excepto que tiene cinco valores distintos de cero distribuidos entre 12 elementos distintos de cero.

La isotropía transversal a veces se denomina anisotropía transversal o anisotropía con simetría hexagonal. En muchos casos, el eje de simetría no será ni horizontal ni vertical, en cuyo caso a menudo se le llama "inclinado".

Historia del reconocimiento de la anisotropía.

La anisotropía se remonta al siglo XIX siguiendo la teoría de la propagación de ondas elásticas. Green (1838) y Lord Kelvin (1856) tuvieron en cuenta la anisotropía en sus artículos sobre propagación de ondas. La anisotropía entró en la sismología a finales del siglo XIX y fue introducida por Maurice Rudzki . Desde 1898 hasta su muerte en 1916, Rudzki intentó avanzar en la teoría de la anisotropía, intentó determinar el frente de onda de un medio isotrópico transversal (TI) en 1898 y en 1912 y 1913 escribió sobre ondas superficiales en medio espacio isotrópico transversal y en Principio de Fermat en medios anisotrópicos respectivamente.

Con todo esto, el avance de la anisotropía era todavía lento y en los primeros 30 años (1920-1950) de la sismología de exploración solo se escribieron unos pocos artículos sobre el tema. Varios científicos como Helbig (1956) realizaron más trabajo y observaron, mientras realizaban trabajos sísmicos en los esquistos del Devónico, que las velocidades a lo largo de la foliación eran aproximadamente un 20% más altas que las de la foliación. Sin embargo, la apreciación de la anisotropía aumentó con la propuesta de un nuevo modelo para la generación de anisotropía en un fondo originalmente isotrópico y un nuevo concepto de exploración por Crampin (1987). Uno de los puntos principales de Crampin fue que la polarización de las ondas de corte de tres componentes transporta información única sobre la estructura interna de la roca a través de la cual pasan, y que la división de las ondas de corte puede contener información sobre la distribución de las orientaciones de las grietas .

Con estos nuevos desarrollos y la adquisición de mejores y nuevos tipos de datos, como datos sísmicos 3D de tres componentes , que muestran claramente los efectos de la división de ondas de corte, y datos 3D de azimut amplio que muestran los efectos de la anisotropía azimutal, y la disponibilidad de más potentes computadoras, la anisotropía comenzó a tener un gran impacto en la sismología de exploración en las últimas tres décadas.

Concepto de anisotropía sísmica

Dado que la comprensión de la anisotropía sísmica está estrechamente relacionada con la división de la onda de corte, esta sección comienza con una discusión sobre la división de la onda de corte.

Se ha observado que las ondas de corte se dividen en dos o más polarizaciones fijas que pueden propagarse en la dirección particular del rayo al entrar en un medio anisotrópico. Estas fases divididas se propagan con diferentes polarizaciones y velocidades. Crampin (1984), entre otros, da evidencia de que muchas rocas son anisotrópicas para la propagación de ondas de corte. Además, la división de ondas de corte se observa casi de forma rutinaria en los VSP de tres componentes . Dicha división de ondas de corte se puede analizar directamente solo en geófonos de tres componentes que se registran en el subsuelo o dentro de la ventana de corte efectiva en la superficie libre si no hay capas de baja velocidad cerca de la superficie. La observación de estas ondas de corte muestra que la medición de la orientación y polarización de la primera llegada y el retardo entre estas ondas de corte divididas revela la orientación de las grietas y la densidad de las mismas. Esto es particularmente importante en la caracterización de yacimientos.

En un material linealmente elástico, que puede ser descrito por la ley de Hooke como uno en el que cada componente de la tensión depende de cada componente de la deformación, existe la siguiente relación:

donde σ es la tensión, C es el módulo elástico o la constante de rigidez y e es la deformación.

La matriz de módulo elástico para un caso anisotrópico es

Lo anterior es el módulo de elasticidad para un medio isotrópico transversal vertical (VTI), que es el caso habitual. El módulo de elasticidad para un medio isotrópico transversal horizontal (HTI) es;

Para un medio anisotrópico, la dependencia direccional de las tres velocidades de fase se puede escribir aplicando los módulos elásticos en la ecuación de onda es; Las velocidades de onda dependientes de la dirección para ondas elásticas a través del material se pueden encontrar usando la ecuación de Christoffel y están dadas por

donde es el ángulo entre el eje de simetría y la dirección de propagación de la onda, es la densidad de masa y son elementos de la matriz de rigidez elástica . Los parámetros de Thomsen se utilizan para simplificar estas expresiones y hacerlas más fáciles de entender.

Se ha observado que la anisotropía sísmica es débil, y Thomsen (1986) reescribió las velocidades anteriores en términos de su desviación de las velocidades verticales como sigue;

dónde

son las velocidades de las ondas P y S en la dirección del eje de simetría ( ) (en geofísica, esta suele ser, pero no siempre, la dirección vertical). Tenga en cuenta que se puede linealizar aún más, pero esto no conduce a una mayor simplificación.

Las expresiones aproximadas de las velocidades de onda son lo suficientemente simples como para ser interpretadas físicamente y lo suficientemente precisas para la mayoría de las aplicaciones geofísicas. Estas expresiones también son útiles en algunos contextos donde la anisotropía no es débil.

Los parámetros de Thomsen son anisotrópicos y son tres combinaciones adimensionales que se reducen a cero en casos isotrópicos, y se definen como

Origen de la anisotropía

Se ha informado que la anisotropía ocurre en las tres capas principales de la Tierra; la corteza , el manto y el núcleo .

El origen de la anisotropía sísmica no es único, una serie de fenómenos pueden hacer que los materiales de la Tierra muestren anisotropía sísmica. La anisotropía puede depender en gran medida de la longitud de onda si se debe a las propiedades promedio de heterogeneidad alineada o parcialmente alineada. Un sólido tiene anisotropía intrínseca cuando es anisotrópico homogénea y sinuosamente hasta el tamaño de partícula más pequeño, lo que puede deberse a la anisotropía cristalina. La anisotropía cristalográfica relevante se puede encontrar en el manto superior . Cuando una roca por lo demás isotrópica contiene una distribución de grietas secas o llenas de líquido que tienen una orientación preferida, se denomina anisotropía inducida por grietas. La presencia de grietas alineadas, abiertas o rellenas con algún material diferente, es un mecanismo importante a poca profundidad, en la corteza. Es bien sabido que los factores a pequeña escala, o microestructurales, incluyen (por ejemplo, Kern & Wenk 1985; Mainprice et al. 2003): (1) orientación preferida de la red cristalina (LPO) de las fases minerales constituyentes; (2) variaciones en la distribución espacial de granos y minerales; (3) morfología del grano y (4) fracturas alineadas, grietas y poros, y la naturaleza de su material de relleno (por ejemplo, arcillas, hidrocarburos, agua, etc.). Debido al control microestructural general de la anisotropía sísmica, se deduce que la anisotropía puede ser diagnóstica para tipos de rocas específicos. Aquí, consideramos si la anisotropía sísmica puede usarse como un indicador de litologías sedimentarias específicas dentro de la corteza terrestre. En las rocas sedimentarias, la anisotropía se desarrolla durante y después de la deposición. Para que se desarrolle la anisotropía, es necesario que haya cierto grado de homogeneidad o uniformidad de un punto a otro en los clásticos depositados. Durante la deposición, la anisotropía es causada por la estratificación periódica asociada con cambios en el tipo de sedimento que produce materiales de diferente tamaño de grano, y también por la direccionalidad del medio de transporte que tiende a ordenar los granos por gravedad mediante clasificación de granos. La fractura y algunos procesos diagenéticos como la compactación y deshidratación de arcillas y la alteración, etc. son procesos posdepositivos que pueden causar anisotropía.

La importancia de la anisotropía en la exploración y producción de hidrocarburos

En las últimas dos décadas, la anisotropía sísmica ha estado ganando dramáticamente la atención de la academia y la industria, debido a los avances en la estimación de parámetros de anisotropía, la transición de la generación de imágenes post-stack a la migración de profundidad pre-stack, y la cobertura más amplia de desplazamiento y azimutal de los levantamientos 3D. Actualmente, muchos métodos de procesamiento e inversión sísmicos utilizan modelos anisotrópicos, lo que proporciona una mejora significativa sobre la calidad y resolución de las imágenes sísmicas. La integración del modelo de velocidad de anisotropía con imágenes sísmicas ha reducido la incertidumbre en las posiciones de fallas internas y limítrofes , por lo que reduce en gran medida el riesgo de decisiones de inversión basadas en gran medida en la interpretación sísmica.

Además, el establecimiento de correlación entre los parámetros de anisotropía, la orientación de la fractura y la densidad, conducen a técnicas prácticas de caracterización de yacimientos. La adquisición de dicha información, la distribución espacial y la densidad de las fracturas, el área de drenaje de cada pozo productor puede incrementarse dramáticamente si se toman en cuenta las fracturas durante el proceso de decisión de perforación. El aumento del área de drenaje por pozo resultará en menos pozos, lo que reducirá en gran medida el costo de perforación de los proyectos de exploración y producción (E&P).

La aplicación de la anisotropía en la exploración y producción de petróleo

Entre varias aplicaciones de la anisotropía sísmica, las siguientes son las más importantes: estimación de parámetros anisotrópicos, migración de anisotropía de profundidad antes del apilamiento y caracterización de fracturas basada en modelos de velocidad de anisotropía.

Estimación de parámetros de anisotropía

El parámetro de anisotropía es fundamental para todas las demás aplicaciones de anisotropía en el área de E&P. En los primeros días de la exploración sísmica de petróleo, los geofísicos ya eran conscientes de la distorsión inducida por la anisotropía en las imágenes de ondas P (la principal de las prospecciones sísmicas de exploración de petróleo). Aunque la distorsión inducida por la anisotropía es menos significativa ya que el procesamiento posterior a la pila de datos de azimut estrecho no es sensible a la velocidad. El avance de la anisotropía sísmica es contribuido en gran medida por el trabajo de la Thomsen en anisotropía notación y también por el descubrimiento del parámetro de proceso de tiempo de la onda P . Estos trabajos fundamentales permiten parametrizar los modelos isotrópicos transversales (TI) con solo tres parámetros, mientras que hay cinco elementos tensores rígidos totalmente independientes en modelos isotrópicos transversales (VTI o HTI). Esta simplificación hizo que la medición de la anisotropía sísmica fuera un enfoque plausible.

La mayor parte del trabajo de estimación de parámetros de anisotropía se basa en lutitas y limos , lo que puede deberse al hecho de que las lutitas y los limos son las rocas sedimentarias más abundantes en la corteza terrestre. También en el contexto de la geología del petróleo , la lutita orgánica es la roca fuente , así como las rocas de sello que atrapan el petróleo y el gas. En la exploración sísmica, las lutitas representan la mayor parte del medio de propagación de olas que cubre el yacimiento de petróleo . En conclusión, las propiedades sísmicas de la lutita son importantes tanto para la exploración como para la gestión del yacimiento.

La anisotropía de la velocidad sísmica en la lutita se puede estimar a partir de varios métodos, incluidos registros sónicos de pozos desviados, VSP de pasarelas y medición de núcleos. Estos métodos tienen sus propias ventajas y desventajas: el método VSP de pasarela adolece de problemas de escala y la medición del núcleo no es práctica para la lutita, ya que es difícil extraer la muestra durante la perforación.

Pasarela VSP

El VSP de Walkway dispone de varias fuentes sísmicas de superficie en diferentes desplazamientos del pozo. Mientras tanto, un conjunto de receptores verticales con intervalo constante entre receptores está montado en un pozo vertical. Los tiempos de llegada del sonido entre múltiples fuentes de superficie y receptores a múltiples profundidades se registran durante la medición. Estos tiempos de llegada se utilizan para derivar el parámetro de anisotropía basándose en las siguientes ecuaciones

Donde es el tiempo de llegada desde la fuente con desplazamiento, es el tiempo de llegada del desplazamiento cero, es la velocidad NMO, es el parámetro de anisotropía de Thompson.

La disposición de las fuentes de superficie y las posiciones de los receptores se muestra en el siguiente diagrama.

Medida de núcleo

Otra técnica utilizada para estimar el parámetro de anisotropía es medirlos directamente desde el núcleo que se extrae a través de una broca hueca especial durante el proceso de perforación. Dado que la extracción de núcleos de una muestra generará un gran costo adicional, solo se puede obtener un número limitado de muestras de núcleos para cada pozo. Por lo tanto, el parámetro de anisotropía obtenido a través de la técnica de medición del núcleo solo representa la propiedad de anisotropía de la roca cerca del pozo a solo varias profundidades específicas, desgarrar esta técnica a menudo proporciona poca ayuda en la aplicación de levantamiento sísmico de campo. Las mediciones de cada tapón de esquisto requieren al menos una semana. A partir del contexto de este artículo, la propagación de ondas en un medio verticalmente transversal se puede describir con cinco constantes elásticas, y las relaciones entre estos parámetros definen la anisotropía de la roca. Este parámetro de anisotropía se puede obtener en el laboratorio midiendo la velocidad de desplazamiento con sistemas de transductores ultrasónicos en condiciones variables de saturación y presión. Por lo general, tres direcciones de propagación de ondas en muestras de núcleos son el requisito mínimo para estimar los cinco coeficientes elásticos del tensor de rigidez. Cada dirección en la medición del tapón del núcleo produce tres velocidades (una P y dos S).

La variación de la dirección de propagación de la onda se puede lograr cortando tres muestras a 0 °, 45 ° y 90 ° de los núcleos o utilizando un tapón de núcleo con transductores conectados en estos tres ángulos. Dado que la mayoría de las lutitas son muy friables y agrietadas, a menudo es difícil cortar el tapón de núcleo de lutita. Sus bordes se rompen fácilmente. Por lo tanto, el método de muestra de corte solo se puede utilizar para rocas duras y competentes. La posición de corte de las muestras se puede explicar mediante el siguiente diagrama.

Otra forma de obtener la velocidad de propagación de la onda en tres direcciones es colocar el transductor ultrasónico en varias ubicaciones específicas del muestreador del núcleo. Este método evita las dificultades encontradas durante el corte de la muestra de núcleo de lutita. También reduce el tiempo de medición en dos tercios ya que tres pares de transductores ultrasónicos funcionan al mismo tiempo. El siguiente diagrama nos da una imagen clara de la disposición de los transductores.

Una vez que se miden las velocidades en tres direcciones mediante uno de los dos métodos anteriores, las cinco constantes elásticas independientes vienen dadas por las siguientes ecuaciones:

La anisotropía de la onda P de un medio VTI se puede describir utilizando los parámetros de Thomsen . El cuantifica la diferencia de velocidad para la propagación de la onda a lo largo y perpendicular al eje de simetría, mientras que controla la propagación de la onda P para los ángulos cercanos al eje de simetría.

Registro sónico de pozo desviado

La última técnica que se puede utilizar para medir la anisotropía sísmica está relacionada con la información de registro sónico de un pozo desviado. En un pozo desviado, la velocidad de propagación de la onda es mayor que la velocidad de propagación de la onda en un pozo vertical a la misma profundidad. Esta diferencia de velocidad entre el pozo desviado y el pozo vertical refleja los parámetros de anisotropía de las rocas cercanas al pozo. El detalle de esta técnica se mostrará en un ejemplo de este informe.

Migración en profundidad anisotrópica antes del apilamiento

En la situación de geología compleja, por ejemplo, fallas, plegamientos, fracturas, cuerpos de sal y disconformidades, se utiliza la migración previa al apilamiento (PreSM) debido a una mejor resolución en una geología tan compleja. En PreSM, todas las trazas se migran antes de moverse a compensación cero. Como resultado, se utiliza mucha más información, lo que da como resultado una imagen mucho mejor, junto con el hecho de que PreSM respeta los cambios de velocidad con mayor precisión que la migración posterior a la pila. El PreSM es extremadamente sensible a la precisión del campo de velocidad. Por lo tanto, la insuficiencia de los modelos de velocidad isotrópica no es adecuada para la migración de profundidad previa a la chimenea. La migración en profundidad de preapilado anisotrópico de onda P (APSDM) puede producir una imagen sísmica que es muy precisa en profundidad y espacio. Como resultado, a diferencia del PSDM isotrópico, es consistente con los datos de los pozos y proporciona una entrada ideal para los estudios de caracterización de yacimientos. Sin embargo, esta precisión solo se puede lograr si se utilizan los parámetros de anisotropía correctos. Estos parámetros no pueden estimarse únicamente a partir de datos sísmicos. Solo se pueden determinar con confianza mediante el análisis de una variedad de material geocientífico: datos de pozos e historia geológica.

Durante los últimos años, la industria ha comenzado a ver el uso práctico de la anisotropía en imágenes sísmicas. Mostramos casos de estudio que ilustran esta integración de las geociencias. Demostramos que se está logrando una precisión mucho mayor. La conclusión lógica es que este enfoque integrado debería extender el uso de imágenes de profundidad anisotrópicas desde la geología compleja únicamente, a la aplicación de rutina en todos los yacimientos.

Caracterización de fracturas

Después de considerar las aplicaciones de la anisotropía que mejoraron las imágenes sísmicas, vale la pena discutir dos enfoques para explotar la anisotropía para el análisis de fracturas en la formación. Uno usa variaciones azimutales en la firma de amplitud versus desplazamiento (AVO) cuando la onda se refleja desde la parte superior o la base de un material anisotrópico, y el segundo aprovecha el efecto polarizador que las fracturas tienen en una onda de corte transmitida. En ambos casos, las fracturas individuales están por debajo del poder de resolución de la señal sísmica y es el efecto acumulativo de la fractura lo que se registra. Basado en la idea detrás de ellos, ambos enfoques se pueden dividir en dos pasos. El primer paso es obtener los parámetros de anisotropía de las señales sísmicas, y el segundo paso es retirar la información de las fracturas de los parámetros de anisotropía basados ​​en el modelo de anisotropía inductora de fracturas.

Fracturas-variaciones azimutales

La fractura alineada a escala subsísmica puede producir anisotropía sísmica (es decir, la velocidad sísmica varía con la dirección) y conduce a diferencias direccionales medibles en los tiempos de viaje y la reflectividad. Si las fracturas están alineadas verticalmente, producirán anisotropía azimutal (el caso más simple es la isotropía transversal horizontal, o HTI), de modo que la reflectividad de una interfaz depende tanto del azimut como del desplazamiento. Si alguno de los medios que delimitan la interfaz es anisotrópico azimutal, el AVO tendrá una dependencia azimutal. El coeficiente de reflexión de la onda PP tiene la siguiente relación con el azimutal si existe anisotropía en las capas:

Donde es el acimut de la cuadrícula de adquisición de datos, los términos son coeficientes que describen el parámetro de anisotropía.

Fracturas: división de ondas de corte

El comportamiento de las ondas de corte a medida que atraviesan medios anisotrópicos se ha reconocido durante muchos años, con observaciones de laboratorio y de campo que demuestran cómo la onda de corte se divide en dos componentes polarizados con sus planos alineados paralelos y perpendiculares a la anisotropía. Para un medio fracturado, la onda de corte más rápida generalmente se alinea con la dirección de impacto y el tiempo de retraso entre las ondas de corte divididas relacionadas con la densidad de fractura y la longitud de la trayectoria recorrida. Para el medio en capas, la onda de corte polarizada paralela a la capa llega primero.

Ejemplos de la aplicación de la anisotropía.

Ejemplo de anisotropía en E&P de petróleo

Allí se discutirán dos ejemplos para mostrar la aplicación de anisotropía en el área de E&P de petróleo. El primero relacionado con la estimación de parámetros de anisotropía a través de una herramienta de registro sónico de pozos desviados. Y el segundo ejemplo refleja la mejora de la calidad de la imagen mediante la tecnología PreStack Depth Migration.

Ejemplo de registro sónico de pozo desviado

En este caso, la velocidad sónica en un pozo desviado se obtiene mediante una herramienta de registro sónico dipolo. La formación está compuesta principalmente de pizarra. Para utilizar el modelo de TI, se hacen varios supuestos:

  • Rock debería estar en régimen normalmente presionado.
  • Rock debería tener un historial de enterramiento similar.

Si se cumplen las condiciones anteriores, la siguiente ecuación es válida para un modelo de TI:

Donde es el ángulo desviado del pozo y , son parámetros de anisotropía.

La siguiente gráfica muestra la distribución típica de velocidades frente a la densidad en un pozo desviado. El color de cada punto de datos representa la frecuencia de este punto de datos. El color rojo significa una frecuencia alta mientras que el color azul representa una frecuencia baja. La línea negra muestra una tendencia de velocidad típica sin el efecto de la anisotropía. Dado que existe el efecto de anisotropía, la velocidad del sonido es mayor que la línea de tendencia.

A partir de los datos de registro de pozos, se puede dibujar la velocidad frente a la gráfica. Sobre la base de este gráfico, una regresión sin línea nos dará una estimación de y . La siguiente gráfica muestra la regresión no lineal y su resultado.

Ponga el estimado y en la siguiente ecuación, se puede obtener el correcto .

Al realizar el cálculo de corrección anterior, el gráfico corregido frente a la densidad en el siguiente gráfico. Como se ve en el gráfico, la mayor parte del punto de datos cae en la línea de tendencia. Valida la exactitud de la estimación del parámetro de anisotropía.

Ejemplo de imagen de migración de profundidad antes del apilamiento

En este caso, el operador realizó varios estudios sísmicos en un campo de gas en el mar del Norte durante el período 1993-1998. El primer estudio no tiene en cuenta la anisotropía, mientras que el estudio posterior emplea las imágenes de migración de profundidad PreStack. Este PSDM se realizó en un paquete sísmico comercial desarrollado por Total. Los siguientes dos gráficos revelan claramente la mejora de la resolución del método PSDM. El gráfico superior es un levantamiento convencional en 3D sin efecto de anisotropía. El gráfico inferior utilizó el método PSDM. Como se puede ver en el gráfico inferior, se revelan más características de estructura pequeñas debido a la reducción del error y la resolución mejorada.

Limitaciones de la anisotropía sísmica

La anisotropía sísmica se basa en ondas de corte, las ondas de corte transportan información rica que a veces puede impedir su utilización. El levantamiento de ondas de corte para la anisotropía requiere geófonos de múltiples componentes (generalmente de 3 componentes) que están orientados en ángulos, estos son más costosos que los geófonos de un solo componente orientados verticalmente ampliamente utilizados. Sin embargo, aunque los costosos sismómetros de 3 componentes son mucho más poderosos en su capacidad para recopilar información valiosa sobre la Tierra que los sismómetros de componentes verticales simplemente no pueden. Si bien las ondas sísmicas se atenúan, los terremotos grandes (magnitud de momento> 5) tienen la capacidad de producir ondas de corte observables. La segunda ley de la termodinámica asegura una mayor atenuación de la energía reflejada por ondas de corte, esto tiende a impedir la utilización de la información de ondas de corte para terremotos más pequeños.

Anisotropía de la corteza

En la corteza terrestre, la anisotropía puede ser causada por uniones o microgrietas preferentemente alineadas, por capas de lecho en formaciones sedimentarias o por rocas metamórficas altamente foliadas. La anisotropía cortical resultante de grietas alineadas se puede utilizar para determinar el estado de tensión en la corteza, ya que en muchos casos, las grietas se alinean preferentemente con sus caras planas orientadas en la dirección de tensión mínima de compresión. En áreas tectónicas activas, como cerca de fallas y volcanes, la anisotropía se puede utilizar para buscar cambios en la orientación preferida de las grietas que puedan indicar una rotación del campo de tensión.

Ambos sísmicos ondas P y las ondas S pueden exhibir anisotropía. Para ambos, la anisotropía puede aparecer como una dependencia (continua) de la velocidad sobre la dirección de propagación. Para las ondas S, también puede aparecer como una dependencia (discreta) de la velocidad en la dirección de polarización. Para una determinada dirección de propagación en cualquier medio homogéneo, solo se permiten dos direcciones de polarización, y otras polarizaciones se descomponen trigonométricamente en estas dos. Por lo tanto, las ondas de corte se "dividen" naturalmente en llegadas separadas con estas dos polarizaciones; en óptica esto se llama birrefringencia .

La anisotropía de la corteza es muy importante en la producción de yacimientos de petróleo, ya que las direcciones sísmicamente rápidas pueden indicar direcciones preferidas de flujo de fluido.

En geofísica de la corteza, la anisotropía suele ser débil; esto permite una simplificación de las expresiones para velocidades sísmicas y reflectividades, como funciones de la dirección de propagación (y polarización). En el caso geofísicamente plausible más simple, el de la anisotropía polar , el análisis se realiza de manera más conveniente en términos de parámetros de Thomsen .

Anisotropía del manto

En el manto, la anisotropía se asocia normalmente con cristales (principalmente olivino ) alineados con la dirección de flujo del manto denominada orientación de celosía preferida (LPO). Debido a su estructura cristalina alargada, los cristales de olivino tienden a alinearse con el flujo debido a la convección del manto o la convección a pequeña escala. La anisotropía se ha utilizado durante mucho tiempo para discutir si la tectónica de placas es impulsada desde abajo por la convección del manto o desde arriba por las placas, es decir, la tracción de la losa y el empuje de la cresta.

Los métodos preferidos para detectar la anisotropía sísmica son la división de ondas de corte , la tomografía sísmica de ondas superficiales y corporales y la dispersión de ondas convertidas en el contexto de una función de receptor . En la división de ondas de corte, la onda S se divide en dos polarizaciones ortogonales, correspondientes a las velocidades de onda más rápidas y lentas en ese medio para esa dirección de propagación. El rango de período para los estudios de división del manto es típicamente de 5 a 25 segundos. En la tomografía sísmica, se debe tener una distribución espacial de las fuentes sísmicas (terremotos o explosiones artificiales) para generar ondas en azimuts de propagación de ondas múltiples a través de un medio 3-D. Para las funciones del receptor, la onda convertida de P a S muestra una variación armónica con el azimut inverso del terremoto cuando el material en profundidad es anisotópico. Este método permite la determinación de capas de material anisotrópico a profundidad debajo de una estación.

En la zona de transición, la wadsleyita y / o ringwoodita podrían alinearse en LPO. Debajo de la zona de transición , los tres minerales principales, periclasa , perovskita de silicato ( bridgmanita ) y post-perovskita son todos anisotrópicos y podrían estar generando anisotropía observada en la región D " (una capa de un par de cientos de kilómetros de espesor alrededor del límite del manto-núcleo) .

Referencias

Fuentes

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