Anisotropía (sísmica)

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Variación de la velocidad sísmica dependiendo de la dirección de propagación (para ondas P o S) o la dirección de polarización (ondas S). anisotropía de velocidad (o coeficiente de anisotropía) a menudo es tomado como la diferencia fraccional entre las velocidades máxima y mínima en diferentes direcciones, , a menudo expresadas como porcentaje; a veces también se define como la relación de la velocidad máxima y mínima ; el valor numérico usualmente hace claro cuál es su significado. Usualmente se entiende como anisotropía de ondas P a no ser que se especifique anisotropía de ondas S. La anisotropía debe ser analizada en términos de la simetría del medio:

• El tensor general de elasticidad (tensor de rigidez o su inverso tensor de flexibilidad) es un tensor de 3x3x3x3 que relaciona esfuerzo con deformación. Entre sus 81 componentes, contiene hasta 21 constantes independientes, el número depende de la simetría (ver sistema de simetría). Debido a la simetría, este tensor se puede escribir como una matriz de 6x6. En el caso general, para cada dirección de propagación de onda plana hay una modo de polarización "quasi-longitudinal" y otro modo "quasi-cizalla’ (con dos ángulos de polarización característicos y dos velocidades diferentes, llevando al fenómeno de separación de ondas de cizalla".[1]

  • En un medio isotrópico (el caso más simple), hay solamente dos constantes independientes entre 12 elementos de la matriz distintos de cero. Estos deben tomarse como los modos de polarización longitudinales M y de cizalla . Una combinación lineal distinta de cero, también aparece en la matriz. Otros parámetros elásticos como el módulo de compresibilidad, , también puede ser calculado desde esta matriz, ver Figura E-5. En el caso isótropico, el modo de polarización longitudinal es exactamente longitudinal (vector de polarización exactamente paralelo al vector de onda), y los dos modos de cizalla se degeneran en un solo (con una velocidad independiente de la dirección de polarización, que debe estar incluido en el plano de polarización exactamente perpendicular al vector de onda, por lo tanto no hay fenómeno de separación de ondas de cizalla)
  • Anisotropía Polar (Isotropía transversal) es el caso geofísico más simple de anisotropía. Tiene propiedades elásticas que son independientes del azimut sobre un eje polar de simetría (de ahí el nombre), que generalmente es vertical. Se asocia con, por ejemplo, pizarras no fracturadas o secuencias de capas delgadas (ver Causas físicas de la anisotropía, a continuación). Un ejemplo se da en la A-14. La anisotropía polar tiene cinco constantes independientes entre 12 elementos distintos de cero de la matriz de rigidez (o de flexibilidad). Sin embargo, el comportamiento sísmico anisotrópico se rige directamente por ciertas combinaciones de estas cinco rigideces; para las ondas de cuerpo pueden tomarse como los parámetros anisotrópicos de Thomsen. Thomsen anisotropic parameters.[2][3][4]
  • Anisotropía Azimutal es un término general que describe todas las bajas simetrías, que tienen variación acimutal de las propiedades elásticas. En Geofísica de exploración es normalmente causado por fracturas alineadas (ver Causas Físicas de Anisotropía).
  • (Anisotropía Ortorrómbica).El caso plausible mas simple de anisotropía azimutal, en geofísica de exploración, es el de anisotropía ortorrómbica (mas apropiadamente: "ortotropica"). Tiene la simetría de un ladrillo, con nueve constantes independientes sobre los 12 elementos distintos de cero del tensor de rigidez (o matriz de flexibilidad). En geofísica de exploración, usualmente causado por un set simple de fracturas alineadas en otro medio de anisotrópica polar, o quizá dos sets ortogonales entre sí (ver Physical Causes of Anisotropy). A pesar de la complejidad es comúnmente factible analizar datos modernos azimut amplio (WAZ) en términos de anisotrópía ortorrómbica [5].

El caso mas realista de anisotropía es el de anisotropía monoclínica monoclinic anisotropy. Tiene nueve constantes independientes sobre 18 constantes diferentes de cero de tensor de rigidez (o tensor de flexibilidad).


Physical Causes of Anisotropy

La anisotropía es siempre la expresión a gran escala de la estructura de pequeña escala con una orientación preferida. Esto significa que la medición de la anisotropía sísmica variará con la longitud de onda utilizada para medirla.

  • A escala de un solo cristal (frecuencias de giga-Hertz), la estructura de pequeña escala es la disposición de las células atómicas.
  • A escala de testigo (frecuencias megahertz), la estructura de pequeña escala es la microgeometría de la disposición de granos y poros. En algunas rocas, los cristales están orientados aleatoriamente, por lo que aunque cada uno es intrínsecamente anisotrópico, el promediado aleatorio resulta en que la roca en sí misma es isotrópica (esto podría describir algunas areniscas). En otras rocas (por ejemplo, lutitas), existe una orientación preferida de algunos cristales (por ejemplo, arcillas, que a menudo tienen forma de plaquetas, y comúnmente se encuentran en posición horizontal), generalmente establecidos por la dirección de la gravedad durante la sedimentación y la litificación. (El espacio de poro complementario, ocupado por fluido o kerógeno, también es plano). En sí mismo, esto generalmente conduce a la anisotropía polar.

También a escala de testigos, puede haber otras causas físicas en circunstancias especiales. Por ejemplo, si un cuerpo de sal ha fluido en su lugar (en lugar de precipitarse en su lugar), el proceso de flujo puede incluir la recristalización, con una orientación preferencial de los granos de sal, relacionada con el flujo. (El flujo tectónico en el manto superior puede incluir recristalización de olivino y otros minerales, con orientaciones preferidas relacionadas con ese flujo.)

En esta escala de testigos, también puede haber microfracturas, relacionadas con el estado de esfuerzo o un estado previo de esfuerzo. A veces se piensa que el esfuerzo en sí mismo (si los 3 esfuerzos principales no son iguales) se convierte en anisotropía. Sin embargo, esta anisotropía de esfuerzo directo es puramente elástica y desaparece una vez que se elimina el esfuerzo. Por el contrario, si el esfuerzo finito cambia la microestructura de la roca, por ejemplo creando micro-fracturas, se llama anisotropía de esfuerzo indirecto, y puede no ser reversible con la eliminación del esfuerzo. (Esto podría suceder, por ejemplo, si las fracturas estuvieron abiertas durante un tiempo prolongado y los minerales se precipitaron fuera del fluido, en las caras de la fisura, de modo que las grietas no se cierran cuando se elimina la tensión). En el laboratorio, es posible distinguir estos casos; normalmente uno encuentra que el efecto directo del esfuerzo es mucho menor que el efecto indirecto.

Si existen microfracturas alineadas con el esfuerzo, pueden alinearse preferentemente con caras planas perpendiculares a la dirección de menor esfuerzo de compresión. Puede haber un segundo conjunto, alineado preferentemente con caras planas perpendiculares a la dirección de la tensión de compresión intermedia. En raras ocasiones, hay un tercer conjunto, alineado preferentemente con las caras planas perpendiculares a la dirección de la mayor tensión de compresión. Si, (como es común en las cuencas sedimentarias), la tensión máxima se orienta verticalmente, los primeros dos conjuntos mencionados aquí son verticales y se orientan en dos direcciones horizontales ortogonales.

  • A escala de registro (frecuencias kilo-Hertz), la estructura de pequeña escala también puede incluir la estratificación que resulta del proceso sedimentario, con espesores de capa pequeños en comparación con las longitudes de onda sónicas. Por sí mismo, esto generalmente conduce a la anisotropía polar. La capa delgada no necesita ser periódica, aunque sí las estadísticas de la estratificación no son estacionarias, entonces la secuencia es efectivamente no homogénea, así como anisotrópica [6]. También puede haber anisotropía inducida por esfuerzo (tanto directa como indirecta), causada por las concentraciones de tensión cerca del pozo, que acompañan a la creación de la pared del pozo. Esto causará una menor simetría de anisotropía.
  • A escala del reservorio (frecuencias sísmicas), la estructura de pequeña escala también puede incluir la estratificación que resulta del proceso sedimentario, con espesores de capa pequeños en comparación con la longitud de onda sísmica. Por sí mismo, esto generalmente conduce a la anisotropía polar. (En la litosfera sub-cortical, puede haber anisotropía azimutal a esta escala, causada por el emplazamiento del dique laminado en las crestas de extensión).

También puede haber anisotropía inducida por el estrés tanto directa como indirecta (o relacionada con cracks); en los datos de campo, puede que no sea posible distinguir entre estas causas. Por lo tanto, las orientaciones de anisotropía observadas pueden indicar direcciones del estado de tensión actual, o un estado de tensión previo, o ambos. Si las fracturas producen anisotropía monoclínica, esto es una indicación de una historia geológica compleja, que pone su carácter complejo en la anisotropía actual.

Si hay grietas alineadas, sus formas pueden estar limitadas, arriba y abajo, por capas resistentes a la fractura. Como no existe una limitación correspondiente en la dirección horizontal, pueden ser uniones "en forma de cinta", en lugar de micro-grietas "en forma de penique". Tales articulaciones generalmente dominan la anisotropía hidráulica, aunque pueden o no dominar la anisotropía sísmica.


References

  1. Crampin, S., 1981, A review of wave motion in anisotropic and cracked elastic media: Wave Motion, 3, 363–390.
  2. Thomsen, L., 1986, Weak elastic anisotropy: Geophysics, 51, 1954–1966.
  3. Alkhalifah, T. and Tsvankin, I., 1995, Velocity analysis for transversely isotropic media: Geophysics, 60, 1550–1566.
  4. Thomsen, L.,2002. Understanding seismic anisotropy in exploration and exploitation: SEG-EAEG Distinguished Instructor Series #5: Soc. Expl. Geophys.(Second Edition 2014)
  5. Tsvankin, I., 1997. Anisotropic parameters and P-wave velocity for orthorhombic media: Geoph., 62, 1292-1309.
  6. Backus, 1962. Long-wave elastic anisotropy produced by horizontal layering: J. Geoph. Res., 67(11), 4427.


External links

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