Anisotropía Polar

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FIG. T-13. Isotropía transversal. (a)Frente de onda con ejes de simetría vertical (TIV por sus siglas en inglés); (b) con ejes de simetría horizontal (TIH por sus siglas en inglés) que llevan a la anisotropía acimutal; (c) ángulo de fase (frente de onda) θ ángulo de grupo (rayo) para la isotropía transversal; (d) frente de onda elíptico donde ε=–δ; en este caso VNMO>Vvertical; (e) frente de onda anisotrópico donde ε=δ; en este caso VNMO<Vvertical; (f) frente de onda para ejes de simetría inclinados; (g) ecuaciones de onda para isotropía transversal.

Isotropía transversal. Involucra propiedades elásticas que son las mismas en cualquier dirección perpendicular al eje de simetría pero son diferentes en la dirección paralela y tiene cinco propiedades elásticas independientes. Ver Parámetros anisotrópicos de Thomsen y ver Figura T-13.

La simetría es como un cristal que tiene simetría hexagonalñ ver Figura S-29.

Una secuencia de capas isotrópicas, generalmente horizontales (como una estratificación sedimentaria), tiene a producir estratificación anisotrópica (algunas veces llamada anisotropía periódica de capa delgada, aunque la estratificación no necesita ser periódica) para longitudes de onda que son apreciablemente más grandes que el espesor de la capa. El eje de simetría es generalmente perpendicular a la estratificación, más o menos vertical, con las velocidades de las ondas P paralelas a la estratificación y las ondas S que están polarizadas paralelas estratificación son mayores que para aquellas perpendiculares a la estratificación. Las capas isotrópicas paralelas, donde hay más de ocho o más capas por longitud de onda, se comportan como un medio anisotrópico polar. Las capas ligeramente horizontales también se denominan isotropía transversal porque las propiedades son las mismas en cualquier dirección transversal con un eje de simetría vertical (TIV por sus siglas en inglés). Ver también asimetría acimutal.

FIG. A-14. Anisotropía. (a) Aplicación de Huygens’ principio de la velocidad anisotrópica ilustra por qué las velocidades de fase y de rayo pueden diferir tanto en dirección como en magnitud. (b) La aplicación del principio de Fermat a la velocidad anisotrópica ilustra por qué el ángulo de incidencia para una reflexión para una fuente coincidente y un receptor puede no formar un ángulo recto con el reflector. (c) Los frentes de onda SH en medios isotrópicos transversales son elípticos, pero los frentes de onda P y SV no lo son.

Con un eje de simetría vertical, las ondas P y S puras pueden existir solo en ciertas direcciones. Los frentes de onda SH son de forma elipsoidal (ver Figura A-14c) y los modos de propagación SV y P se combinan con frentes de onda no elípticos que en general no son ortogonales a las direcciones de propagación de la onda. Velocidad de fase (velocidad de frente de onda) perpendicular a la superficie del frente de onda de fase constante y velocidad de rayo en la dirección del transporte de energía (también llamada la velocidad de grupo) generalmente no están en la misma dirección (ver Figura A-14a). El recíproco de la velocidad de fase (también una cantidad vectorial) se llama lentitud. Los frentes de onda SV pueden tener cúspides. Ver Thomsen, 2002[1].


Referencias

  1. Thomsen, Leon (2002). Understanding Seismic Anisotropy in Exploration and Exploitation. Society of Exploration Geophysicists. doi:10.1190/1.9781560801986.