En sismología de reflexión , el factor de atenuación anelástica , a menudo expresado como factor de calidad sísmica o Q (que es inversamente proporcional al factor de atenuación), cuantifica los efectos de la atenuación anelástica en la ondícula sísmica causada por el movimiento del fluido y la fricción del límite de grano. A medida que una onda sísmica se propaga a través de un medio, la energía elástica asociada con la onda es absorbida gradualmente por el medio y finalmente termina como energía térmica . Esto se conoce como absorción (o atenuación anelástica) y eventualmente causará la desaparición total de la onda sísmica. [1]
Factor de calidad, Q
Q se define como
- Parece que lo contrario es cierto; consulte egJ Geophys. Ing. 10 (2013) 045012 (8pp) doi: 10.1088 / 1742-2132 / 10/4/045012
Estimación de atenuación (1 / Q) en registros sísmicos de reflexión Wasiu Raji1,2 y Andreas Rietbrock2
dónde es la fracción de energía perdida por ciclo. [2]
La tierra atenúa preferentemente las frecuencias más altas, lo que resulta en la pérdida de resolución de la señal a medida que se propaga la onda sísmica. El análisis de atributos sísmicos cuantitativos de los efectos de amplitud versus compensación se complica por la atenuación elástica porque se superpone a los efectos AVO . [3] La tasa de atenuación anelástica en sí misma también contiene información adicional sobre la litología y las condiciones del yacimiento, como la porosidad , la saturación y la presión de poro, por lo que se puede utilizar como una herramienta útil de caracterización del yacimiento. [4]
Por lo tanto, si Q se puede medir con precisión, entonces se puede usar tanto para compensar la pérdida de información en los datos como para el análisis de atributos sísmicos.
Medida de Q
Método de relación espectral
La geometría de un perfil sísmico vertical de compensación cero (VSP) lo convierte en un levantamiento ideal para usar en el cálculo de Q utilizando el método de relación espectral. Esto se debe a las trayectorias de rayos coincidentes que atraviesan una capa de roca determinada, lo que garantiza que la única diferencia de trayectoria entre dos ondas reflejadas (una desde la parte superior del intervalo y otra desde la inferior) es el intervalo de interés. Las trazas de reflexión sísmica de superficie apiladas ofrecerían una relación señal / ruido similar en un área mucho mayor, pero no se pueden usar con este método porque cada muestra representa una trayectoria de rayos diferente y, por lo tanto, habrá experimentado diferentes efectos de atenuación. [6]
Las ondas sísmicas capturadas antes y después de atravesar un medio con factor de calidad sísmica, Q , en trayectorias de rayos coincidentes tendrán amplitudes que se relacionan de la siguiente manera:
- ;
dónde y son las amplitudes en frecuencia después y antes de atravesar el medio; es el coeficiente de reflexión; es el factor de dispersión geométrico y es el tiempo necesario para atravesar el medio.
Tomando logaritmos de ambos lados y reordenando:
Esta ecuación muestra que si el logaritmo de la relación espectral de las amplitudes antes y después de atravesar el medio se traza en función de la frecuencia, debería producir una relación lineal con una intersección que mide las pérdidas elásticas (R y G) y el gradiente que mide las pérdidas inelásticas, que se pueden utilizar para encontrar Q .
La formulación anterior implica que Q es independiente de la frecuencia. Si Q depende de la frecuencia, el método de la relación espectral puede producir un sesgo sistemático en las estimaciones de Q [7]
En la práctica, las fases prominentes que se ven en los sismogramas se utilizan para estimar el Q. Lg es a menudo la fase más fuerte en el sismograma a distancias regionales de 2 ° a 25 °, debido a su pequeña fuga de energía en el manto y se utiliza con frecuencia para la estimación de la corteza terrestre. P. Sin embargo, la atenuación de esta fase tiene diferentes características en la corteza oceánica. Lg puede desaparecer repentinamente a lo largo de una ruta de propagación particular que se observa comúnmente en las zonas de transición continental-oceánica. Este fenómeno se conoce como "Bloqueo Lg" y su mecanismo exacto sigue siendo un rompecabezas. [8]
Ver también
Referencias
- ^ Toksoz, WM y Johnston, DH 1981. Atenuación de ondas sísmicas. SEG.
- ^ Sheriff, RE, Geldart, LP, (1995), segunda edición. Sismología de exploración . Prensa de la Universidad de Cambridge.
- ^ Dasgupta, R. y Clark, RA (1998) Estimación de Q a partir de datos de reflexión sísmica de superficie. Geofísica 63 , 2120-2128
- ^ Compensación Q sísmica mejorada, Raji, WO, Rietbrock, A. 2011. SEG Expanded Abstracts 30 , 2737
- ^ Tonn, R. 1991. La determinación de factores de calidad sísmica Q a partir de datos VSP: una comparación de diferentes métodos computacionales. Geophys. Prosp. 39, 1-27.
- ^ Dasgupta, R. y Clark, RA (1998) Estimación de Q a partir de datos de reflexión sísmica de superficie. Geofísica , 63 , 2120-2128
- ^ Gurevich, B. y Pevzner, R., 2015, Cómo la dependencia de frecuencia de Q afecta las estimaciones de la relación espectral, Geofísica 80 , A39-A44.
- ^ Mousavi, SM, CH Cramer y CA Langston (2014), QLg promedio, QSn y observación del bloqueo de Lg en el continente, J. Geophys. Res. Tierra sólida, 119, doi: 10.1002 / 2014JB011237.