地震異方性

地震異方性とは、地球内部の媒体（岩石）における地震波の速度の方向依存性のことです。

1 つ以上の特性の値が方向によって変化する材料は異方性があると言われます。異方性は、一点における方向による値の変化であるのに対し、不均一性は 2 つ以上の点の間での値の変化である点で、異方性は不均一性と呼ばれる特性と は異なります。

地震異方性は、地震速度の方向または角度への依存性として定義できます。^[1]一般的な異方性は、21 個の独立した要素を持つ 4 次弾性テンソルによって説明されます。ただし、実際の観察研究では 21 個の要素すべてを区別することができず、異方性は通常簡略化されます。最も単純な形式では、異方性には主に 2 つのタイプがあり、どちらも横方向等方性(水平面または垂直面のいずれかに等方性があるため、横方向等方性と呼ばれます) または極異方性と呼ばれます。それらの違いは対称軸にあり、これは回転不変性の軸であるため、地層を軸を中心に回転させても、物質は以前と区別がつきません。対称軸は通常、局所的な応力または重力に関連付けられています。

• 垂直横方向等方性 (VTI) は、垂直対称軸を持つ横方向等方性であり、層状構造と頁岩と関連しており、重力が支配的な要因である場所で見られます。
• 水平対称軸を持つ横方向等方性である水平横方向等方性 (HTI) は、亀裂や破損と関連しており、局所的な応力が支配的な要因となる場所で見られます。

横方向異方性行列は等方性行列と同じ形式ですが、12 個の非ゼロ要素に 5 個の非ゼロ値が分散されている点が異なります。

横方向等方性は、横方向異方性または六角対称異方性と呼ばれることもあります。多くの場合、対称軸は水平でも垂直でもなく、その場合は「傾斜」と呼ばれることがよくあります。^[2]

異方性は、弾性波の伝播理論に続いて 19 世紀に初めて認識されました。ジョージ グリーン(1838) とケルビン卿(1856) は、波の伝播に関する論文で異方性を考慮に入れました。異方性は19 世紀後半に地震学に導入され、マウリツィ ルツキによって導入されました。1898 年から 1916 年に亡くなるまで、ルツキは異方性理論の発展に努め、1898 年には横方向等方性媒体 (TI) の波面を決定しようと試み、1912 年と 1913 年にはそれぞれ横方向等方性半空間の表面波と異方性媒体におけるフェルマーの原理について執筆しました。

これらすべてにもかかわらず、異方性の進歩はまだ遅く、地震学の探査が始まって最初の 30 年間 (1920 ～ 1950 年) にこのテーマについて書かれた論文はわずか数本でした。ヘルビッグ (1956) など、数人の科学者によってさらなる研究が行われました。ヘルビッグは、デボン紀の片岩で地震探査をしているときに、葉理構造に沿った速度が葉理構造を横切る速度よりも約 20% 高いことを 観察しました。しかし、異方性に対する認識は、元々等方性であった背景での異方性の生成に関する新しいモデルの提案と、クランプン (1987) による新しい探査概念によって高まりました。クランプンによる主な論点の 1 つは、3 つの成分のせん断波の偏光が、せん断波が通過する岩石の内部構造に関する固有の情報を伝え、せん断波の分裂が亀裂の方向の分布に関する情報を含む可能性があるというものでした。

これらの新たな開発と、剪断波分割の影響を明確に示す 3 成分 3D地震データや方位異方性の影響を示す広方位 3D データなどのより優れた新しいタイプのデータの取得、およびより強力なコンピューターの利用により、過去 30 年間で異方性は探査地震学に大きな影響を与え始めました。 ^{[期間? ]}

地震異方性の理解は剪断波の分割と密接に関係しているため、このセクションでは剪断波の分割について説明します。

せん断波は、異方性媒体に入ると特定の光線方向に伝播できる 2 つ以上の固定された偏波に分裂することが観察されています。これらの分裂相は、異なる偏波と速度で伝播します。Crampin (1984) は、他の研究者とともに、多くの岩石がせん断波伝播に対して異方性であることを証明しています。さらに、せん断波の分裂は、3 成分VSPでほぼ日常的に観察されます。このようなせん断波の分裂は、地下で、または地表近くに低速度層がない場合は自由表面の有効せん断窓内で記録する 3 成分ジオフォンでのみ直接分析できます。これらのせん断波を観察すると、最初の到達の方向と偏波、および分割されたせん断波間の遅延を測定すると、亀裂の方向と亀裂密度が明らかになることがわかります。これは、貯留層の特性評価で特に重要です。

フックの法則によれば、応力の各成分がひずみの各成分に依存する線形弾性材料では、次の関係が存在します。

$${\displaystyle \sigma _{ij}=C_{ijkl}e_{kl}\quad i,j,k,l=1,2,3}$$

ここで、σは応力、Cは弾性係数または剛性定数、e はひずみです。

異方性の場合の弾性係数行列は

$${\displaystyle {\underline {\underline {\mathsf {C}}}}={\begin{bmatrix}C_{11}&C_{11}-2C_{66}&C_{13}&0&0&0\\C_{11}-2C_{66}&C_{11}&C_{13}&0&0&0\\C_{13}&C_{13}&C_{33}&0&0&0\\0&0&0&C_{44}&0&0\\0&0&0&0&C_{44}&0\\0&0&0&0&0&C_{66}\end{bmatrix}}}$$

上記は、通常の場合である垂直横方向等方性媒体 (VTI) の弾性係数です。水平横方向等方性媒体 (HTI) の弾性係数は次のとおりです。

$${\displaystyle {\underline {\underline {\mathsf {C}}}}={\begin{bmatrix}C_{11}&C_{13}&C_{13}&0&0&0\\C_{13}&C_{33}&C_{33}-2C_{44}&0&0&0\\C_{13}&C_{33}-2C_{44}&C_{33}&0&0&0\\0&0&0&C_{44}&0&0\\0&0&0&0&C_{66}&0\\0&0&0&0&0&C_{66}\end{bmatrix}}}$$

異方性媒体の場合、3つの位相速度の方向依存性は、波動方程式に弾性係数を適用することで次のように表すことができます。^{[3]材料を通過する}弾性波の方向依存波速度は、クリストッフェル方程式を使用して求めることができ、次のように表されます^。[4]

$${\displaystyle {\begin{aligned}V_{p}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{11}\sin ^{2}(\theta )+C_{33}\cos ^{2 }(\theta )+C_{55}+{\sqrt {M(\theta )}}}{2\rho }}}\\V_{SV}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{11}\sin ^{2}(\theta )+C_{33}\cos ^{2}(\theta )+C_{55}-{\sqrt {M(\theta )}}}{2\rho }}}\\V_{SH}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{66}\sin ^{2}(\theta )+C_{55}\cos ^{2}(\theta )}{\rho }}}\\M(\theta )&=\left[\left(C_{11}- C_{55}\right)\sin^{2}(\theta )-\left(C_{33}-C_{55}\right)\cos^{2}(\theta )\right]^{2} +\left(C_{13}+C_{55}\right)^{2}\sin^{2}(2\theta )\\\end{aligned}}}$$ ここで、は対称軸と波の伝播方向の間の角度、は質量密度、 は弾性剛性行列の要素です。 Thomsen パラメータは、これらの式を簡略化して理解しやすくするために使用されます。 ${\displaystyle {\begin{aligned}\theta \end{aligned}}}$${\displaystyle \rho }$${\displaystyle C_{ij}}$

地震異方性は弱いことが観測されており、トムセン（1986）^[5]は上記の速度を鉛直速度からの偏差で次のように書き直した。

$${\displaystyle {\begin{aligned}V_{P}(\theta )&\approx V_{P0}(1+\delta \sin ^{2}\theta \cos ^{2}\theta +\epsilon \sin ^{4}\theta )\\V_{SV}(\theta )&\approx V_{S0}\left[1+\left({\frac {V_{P0}}{V_{S0}}}\right)^{2}(\epsilon -\delta )\sin ^{2}\theta \cos ^{2}\theta \right]\\V_{SH}(\theta )&\approx V_{S0}(1+\gamma \sin ^{2}\theta )\end{aligned}}}$$ どこ

$${\displaystyle V_{P0}={\sqrt {C_{33}/\rho }}~;~~V_{S0}={\sqrt {C_{44}/\rho }}}$$

は対称軸（ ）の方向のP波速度とS波速度です（地球物理学では、これは通常垂直方向ですが、常にそうであるとは限りません）。 はさらに線形化される場合がありますが、これによってさらに単純化されるわけではないことに注意してください。 ${\displaystyle \mathbf {e} _{3}}$${\displaystyle \delta }$

波の速度の近似式は物理的に解釈できるほど単純であり、ほとんどの地球物理学的応用において十分な精度を備えています。これらの式は、異方性が弱くない状況でも役立ちます。

トムセンパラメータは異方性があり、等方性の場合にはゼロになる3つの無次元の組み合わせであり、次のように定義されます。

$${\displaystyle {\begin{aligned}\epsilon &={\frac {C_{11}-C_{33}}{2C_{33}}}\\\delta &={\frac {(C_{13}+C_{44})^{2}-(C_{33}-C_{44})^{2}}{2C_{33}(C_{33}-C_{44})}}\\\gamma &={\frac {C_{66}-C_{44}}{2C_{44}}}\end{aligned}}}$$

異方性は、地球の3つの主な層、すなわち地殻、マントル、核で発生することが報告されています。

地震異方性の原因は一意ではなく、さまざまな現象が地球の物質に地震異方性を示す原因となる可能性があります。異方性は、整列または部分的に整列した不均一性の平均的な特性によるものである場合、波長に大きく依存する可能性があります。固体は、最小の粒子サイズまで均一かつ波状に異方性がある場合に固有の異方性を持ちますが、これは結晶異方性による可能性があります。関連する結晶異方性は、上部マントルに見られます。等方性の岩石に、優先配向を持つ乾燥した亀裂または液体で満たされた亀裂が分布している場合、亀裂誘起異方性と呼ばれます。開いたまたは異なる物質で満たされた整列した亀裂の存在は、地殻の浅い深さでの重要なメカニズムです。小規模または微細構造の要因には、(1) 構成鉱物相の結晶格子優先配向 (LPO)、(2) 粒子および鉱物の空間分布の変化、(3) 粒子の形態、(4) 整列した亀裂、割れ目、細孔、およびそれらを充填する物質の性質 (粘土、炭化水素、水など) が含まれることはよく知られています (例: Kern & Wenk 1985、Mainprice et al. 2003)。地震異方性に対する全体的な微細構造制御のため、異方性は特定の岩石タイプを診断するのに役立つことになります。ここでは、地震異方性が地球の地殻内の 特定の堆積岩 相の指標として使用できるかどうかを考察します。

堆積岩では、堆積中および堆積後に異方性が生じます。異方性が生じるには、堆積した砕屑物が点から点まである程度の均質性または均一性を持っている必要があります。堆積中、異方性は、異なる粒径の物質を生成する堆積物の種類の変化に関連する周期的な層状化、および粒子の選別によって重力下で粒子を整列させる傾向がある輸送媒体の方向性によっても引き起こされます。破砕や、粘土の圧縮や脱水、変質などのいくつかの続成作用は、異方性を引き起こす可能性がある堆積後のプロセスです。

過去 20 年間、異方性パラメータ推定の進歩、スタック後画像化からスタック前深度移行への移行、および 3D 調査のより広いオフセットと方位角カバレッジにより、地震異方性は学界と産業界から劇的に注目を集めています。現在、多くの地震処理および逆解析法は異方性モデルを利用しており、地震画像化の品質と解像度が大幅に向上しています。異方性速度モデルと地震画像化の統合により、内部および境界断層の位置に関する不確実性が軽減され、地震解釈に大きく依存する投資決定のリスクが大幅に軽減されています。

さらに、異方性パラメータ、亀裂の方向、密度の相関関係を確立することで、実用的な貯留層特性評価技術が実現します。亀裂の空間分布と密度などの情報を取得すると、掘削決定プロセスで亀裂を考慮すると、各生産井の排水エリアを大幅に増やすことができます。井戸あたりの排水エリアが増加すると、井戸の数が少なくなり、探査および生産 (E&P) プロジェクトの掘削コストが大幅に削減されます。

地震異方性のいくつかの応用の中で、異方性パラメータの推定、重合前深度異方性移行、および異方性速度モデルに基づく亀裂特性評価が最も重要です。

異方性パラメータは、E&P 分野における他のすべての異方性アプリケーションにとって最も基本的なものです。地震による石油探査の初期のころ、地球物理学者はP 波イメージング (石油探査地震調査の主要部分) における異方性誘起歪みをすでに認識していました。狭い方位角データのポストスタック処理は速度に敏感ではないため、異方性誘起歪みはそれほど重要ではありません。地震異方性の進歩は、トムセンの異方性表記法に関する研究と P 波時間プロセスパラメータの発見によって大きく貢献しました。これらの基本的な研究により、横方向等方性 (VTI または HTI) モデルには 5 つの完全に独立した硬いテンソル要素がありますが、横方向等方性 (TI) モデルは 3 つのパラメータのみでパラメータ化できます。この簡略化により、地震異方性の測定が妥当なアプローチになりました。 ${\displaystyle \eta }$

異方性パラメータ推定作業のほとんどは頁岩とシルトに基づいていますが、これは頁岩とシルトが地殻で最も豊富な堆積岩であるという事実によるものと考えられます。また、石油地質学の文脈では、有機頁岩は原油とガスを閉じ込める封鎖岩であると同時に根源岩でもあります。地震探査では、頁岩は石油貯留層を覆う波動伝播媒体の大部分を占めています。結論として、頁岩の地震特性は探査と貯留層管理の両方にとって重要です。

シェールの地震速度異方性は、偏向井戸音波ログ、ウォークウェイ VSP、コア測定など、いくつかの方法で推定できます。これらの方法にはそれぞれ長所と短所があります。ウォークウェイ VSP 法にはスケーリングの問題があり、シェールは掘削中にコアを採取するのが難しいため、コア測定はシェールには実用的ではありません。

ウォークウェイ VSP は、井戸から異なるオフセットで複数の地震表面音源を配列します。^{[説明が必要]}一方、受信機間の間隔が一定である垂直受信機アレイが垂直井戸に設置されます。測定中に、複数の表面音源と複数の深さの受信機間の音の到達時間が記録されます。これらの到達時間を使用して、次の式に基づいて異方性パラメータを導き出します。

$${\displaystyle t^{2}(x)=t_{0}^{2}+{\frac {x^{2}}{V_{nmo}^{2}}}-{\frac {2\eta x^{4}}{V_{nmo}^{2}([t_{0}^{2}V]_{nmo}^{2}+(1+2\eta )x^{2})}}}$$

ここで、はオフセット付きソースからの到着時間、はゼロオフセットの到着時間、はNMO速度、はトンプソン異方性パラメータです。 ${\displaystyle t(x)}$${\displaystyle x}$${\displaystyle t_{0}}$${\displaystyle V_{nmo}}$${\displaystyle \eta }$

異方性パラメータを推定する別の手法は、掘削プロセス中に特殊な中空ドリルビットから抽出されたコアから直接測定する方法です。サンプルのコア採取には多額の追加コストがかかるため、各井戸で取得できるコアサンプルの数は限られています。したがって、コア測定手法で取得される異方性パラメータは、特定の深さのボーリングホール付近の岩石の異方性特性のみを表すため、この手法は現場での地震調査にほとんど役立ちません。各シェールプラグの測定には少なくとも 1 週間かかります。

この記事の文脈から、垂直に横切る媒体における波の伝播は 5 つの弾性定数で説明でき、これらのパラメータ間の比率が岩石の異方性を定義します。この異方性パラメータは、実験室で、さまざまな飽和および圧力条件でトランスデューサ超音波システムを使用して速度移動速度を測定することによって取得できます。通常、コアサンプル上の 3 方向の波の伝播は、剛性テンソルの 5 つの弾性係数を推定するための最小要件です。コアプラグ測定の各方向は、3 つの速度 (1 つの P と 2 つの S) を生成します。

波の伝播方向を変えるには、コアから 0°、45°、90° の 3 つのサンプルを切り取るか、これらの 3 つの角度にトランスデューサーを取り付けた 1 つのコア プラグを使用します。ほとんどの頁岩は非常に砕けやすく、亀裂が入りやすいため、頁岩コア プラグの切断は難しいことがよくあります。その端は簡単に折れてしまいます。したがって、サンプルを切断する方法は、硬くて丈夫な岩石にのみ使用できます。

3 方向の波動伝播速度を取得する別の方法は、コアサンプラーの特定の場所に超音波トランスデューサーを配置することです。この方法により、シェールコアサンプルの切断中に発生する問題を回避できます。また、3 組の超音波トランスデューサーが同時に動作するため、測定時間が 3 分の 2 に短縮されます。

上記の 2 つの方法のいずれかを使用して 3 方向の速度を測定すると、5 つの独立した弾性定数が次の式で与えられます。

$${\displaystyle {\begin{aligned}&C_{33}=\rho V_{P}^{2}(0^{\circ })\\&C_{11}=\rho V_{P}^{2}(90^{\circ })\\&C_{55}=\rho V_{SH}^{2}(90^{\circ })\\&C_{66}=\rho V_{SV}^{2}(90^{\circ })\\&C_{13}=\left[{\frac {(4\rho V_{P}^{2}(45^{\circ })-C_{11}-C_{33}-2C_{44})^{2}-[(C_{11}-C_{33})]^{2}}{4}}\right]^{1/2}-C_{44}\\&\epsilon ={\frac {C_{11}-C_{33}}{2C_{33}}}\\&\gamma ={\frac {C_{66}-C_{44}}{2C_{44}}}\\&\delta ={\frac {(C_{13}+C_{44})^{2}-(C_{33}-C_{44})^{2}}{2C_{33}(C_{33}-C_{44})}}\end{aligned}}}$$

VTI 媒体の P 波異方性は、トムセンのパラメータを使用して記述できます。 は対称軸に沿った波の伝播と対称軸に垂直な波の伝播の速度差を定量化し、 は対称軸に近い角度の P 波の伝播を制御します。 ${\displaystyle \epsilon ,\delta }$${\displaystyle \epsilon }$${\displaystyle \delta }$

地震異方性を測定するために使用できる最後の技術は、偏向井の音響ロギング情報に関連しています。偏向井では、波の伝播速度は同じ深さの垂直井の波の伝播速度よりも速くなります。偏向井と垂直井の速度のこの差は、ボーリングホール付近の岩石の異方性パラメータを反映しています。この技術の詳細は、このレポートの例で示されます。

断層、褶曲、破砕、岩塩体、不整合などの複雑な地質の状況では、そのような複雑な地質下では解像度が優れているため、プレスタックマイグレーション (PreSM) が使用されます。PreSM では、すべてのトレースがゼロオフセットに移動される前にマイグレーションされます。その結果、より多くの情報が使用され、はるかに優れた画像が得られます。また、PreSM はポストスタックマイグレーションよりも速度の変化をより正確に反映します。PreSM は速度場の精度に非常に敏感です。したがって、等方性速度モデルの不十分さは、プレスタック深度マイグレーションには適していません。P 波異方性プレスタック深度マイグレーション (APSDM) は、深度と空間が非常に正確な地震画像を生成できます。その結果、等方性 PSDM とは異なり、坑井データと一致し、貯留層特性評価研究に理想的な入力を提供します。ただし、この精度は、正しい異方性パラメータを使用した場合にのみ達成できます。これらのパラメータは、地震データだけでは推定できません。これらは、ボーリングデータや地質学の歴史など、さまざまな地質科学的資料を分析することによってのみ、自信を持って判定できます。

近年、業界では地震画像化における異方性の実用化が始まっています。ここでは、地球科学の統合を示すケーススタディを紹介します。はるかに優れた精度が達成されていることを示しています。論理的な結論は、この統合アプローチにより、異方性深度画像化の使用が複雑な地質学のみから、すべての貯留層への日常的な適用にまで拡大されるはずだということです。

地震画像化を改善した異方性の応用を検討した後、地層の亀裂の分析に異方性を利用する 2 つのアプローチについて検討する価値があります。1 つは、異方性材料の上部または下部から波が反射されるときの振幅対オフセット (AVO) シグネチャの方位角変化を使用するもので、もう 1 つは、亀裂が透過せん断波に及ぼす分極効果を利用するものです。どちらの場合も、個々の亀裂は地震信号の分解能を下回っており、記録されるのは亀裂の累積効果です。その背後にある考え方に基づいて、両方のアプローチは 2 つのステップに分けることができます。最初のステップは、地震信号から異方性パラメータを取得することであり、2 番目のステップは、亀裂誘発異方性モデルに基づいて、異方性パラメータから亀裂の情報を取得することです。

整列したサブサイスミック規模の破砕により、地震異方性（つまり、地震速度が方向によって変化する）が生じ、移動時間と反射率に測定可能な方向差が生じる可能性があります。

亀裂が垂直に並んでいる場合、方位異方性（最も単純なケースは水平横方向等方性、つまり HTI）が生成され、界面の反射率は方位とオフセットに依存します。界面を囲む媒体のいずれかが方位異方性である場合、AVO は方位に依存します。層に異方性がある場合、PP 波反射係数は方位と次の関係を持ちます。

$${\displaystyle R_{PP}=A+(b_{11}\cos ^{2}\phi +2b_{12}\cos \phi \sin \phi +b_{22}\sin ^{2}\phi )}$$

ここで、はデータ取得グリッドからの方位角であり、項は異方性パラメータを表す係数です。 ${\displaystyle \phi }$${\displaystyle b_{ij}}$

異方性媒体を通過するせん断波の挙動は長年認識されており、実験室および現場の観察により、せん断波が異方性に平行および垂直に揃った平面を持つ 2 つの偏光成分に分割される様子が実証されています。断裂媒体の場合、より速いせん断波は一般に走向と一致し、分割されたせん断波間の時間遅延は、断裂密度と移動した経路長に関連します。層状媒体の場合、層に平行に偏光したせん断波が最初に到達します。

ここでは、石油 E&P 分野における異方性の応用を示す 2 つの例について説明します。最初の例は、偏向井戸超音波ロギング ツールによる異方性パラメータの推定に関するものです。2 番目の例は、PreStack Depth Migration テクノロジによる画像品質の向上を反映しています。

この場合、偏向井戸の音速は双極子音波検層ツールによって取得されます。地層は主に頁岩で構成されています。TI モデルを使用するには、いくつかの仮定が立てられます。

• 岩石は通常の圧力状態にある必要があります。
• 岩石にも同様の埋葬歴があるはずです。

上記の条件を満たす TI モデルでは次の式が成り立ちます。

${\displaystyle V_{P}(\phi )=V_{P}(0)(1+\delta \sin ^{2}\phi \cos ^{2}\phi +\epsilon \sin ^{4}\phi )}$

ここで、は井戸の偏角、 は異方性パラメータです。 ${\displaystyle \phi }$${\displaystyle \delta }$${\displaystyle \epsilon }$

次のプロットは、偏向井戸における典型的な速度分布と密度を示しています。各データ ポイントの色は、このデータ ポイントの周波数を表します。赤色は高周波数を意味し、青色は低周波数を表します。黒線は、異方性の影響がない典型的な速度傾向を示しています。異方性の影響があるため、音速は傾向線よりも高くなります。

坑井検層データから、速度対プロットを描くことができます。このプロットに基づいて、非線形回帰により、およびの推定値が得られます。次のプロットは、非線形回帰とその結果を示しています。 ${\displaystyle \phi }$${\displaystyle \delta }$${\displaystyle \epsilon }$

推定値とを次の式に代入すると、正しい値が得られます。 ${\displaystyle \delta }$${\displaystyle \epsilon }$${\displaystyle V_{P}(0)}$

${\displaystyle V_{P}(0)={\frac {V_{P}(\phi )}{1+\delta \sin ^{2}\phi \cos ^{2}\phi +\epsilon \sin ^{4}\phi }}}$

上記の補正計算を実行すると、次のプロットのように補正されたプロットが密度に対してプロットされます。プロットからわかるように、ほとんどのデータ ポイントはトレンド ライン上に位置します。これにより、異方性パラメーターの推定値の正確性が検証されます。 ${\displaystyle V_{P}(0)}$

この場合、オペレーターは 1993 年から 1998 年にかけて北海のガス田で複数の地震調査を実施しました。初期の調査では異方性が考慮されていませんでしたが、後の調査では PreStack Depth Migration イメージングが採用されています。この PSDM は、Total が開発した商用地震パッケージで実行されました。次の 2 つのプロットは、PSDM 法による解像度の向上を明確に示しています。上のプロットは、異方性の影響のない従来の 3D 調査です。下のプロットは、PSDM 法を使用しています。下のプロットからわかるように、誤差の減少と解像度の向上により、より多くの小さな構造の特徴が明らかになっています。

地震異方性はせん断波に依存しており、せん断波は豊富な情報を伝えるため、その利用を妨げることがあります。異方性のせん断波調査には、角度をつけて配置された複数コンポーネント (通常は 3 コンポーネント) の地震計が必要ですが、これらは広く使用されている垂直方向の単一コンポーネント地震計よりも高価です。ただし、高価な 3 コンポーネント地震計は、垂直コンポーネント地震計では収集できない地球に関する貴重な情報を収集する能力がはるかに優れています。地震波は減衰しますが、大地震 (モーメント マグニチュード > 5) は観測可能なせん断波を生成する可能性があります。熱力学の第二法則により、せん断波の反射エネルギーはより大きく減衰するため、小規模な地震のせん断波情報の利用が妨げられる傾向があります。

地球の地殻では、異方性は、優先的に整列した節理や微小亀裂、堆積層の層状地層、または高度に葉状化した変成岩によって引き起こされることがあります。整列した亀裂から生じる地殻異方性は、地殻の応力状態を判断するために使用できます。多くの場合、亀裂は、圧縮応力が最小となる方向に平らな面を向けて優先的に整列するためです。断層や火山の近くなど、活発な地殻変動地域では、異方性を使用して、応力場の回転を示す可能性のある亀裂の優先方向の変化を調べることができます。

地震のP 波とS 波はどちらも異方性を示すことがあります。どちらの場合も、異方性は伝播方向に対する速度の (連続的な) 依存性として現れることがあります。S 波の場合、速度の偏光方向に対する (離散的な) 依存性として現れることもあります。均質な媒体内の特定の伝播方向では、2 つの偏光方向のみが許可され、他の偏光は三角法でこれら 2 つに分解されます。したがって、せん断波は自然にこれら 2 つの偏光で別々に到着するように「分割」されます。光学では、これを複屈折と呼びます。

地殻異方性は、地震の速い方向が流体の流れの優先方向を示す可能性があるため、石油貯留層の生産において非常に重要です。

地殻地球物理学では、異方性は通常弱いため、地震速度と反射率の式を伝播（および偏波）方向の関数として簡略化できます。地球物理学的に考えられる最も単純なケースである極異方性の場合、分析はトムセンパラメータを使用して最も簡単に行うことができます。

マントルでは、異方性は通常、格子選択配向 (LPO) と呼ばれるマントルの流れの方向に整列した結晶 (主にカンラン石) に関連しています。カンラン石結晶は細長い結晶構造のため、マントル対流または小規模対流による流れに整列する傾向があります。異方性は、プレートテクトニクスがマントル対流によって下から駆動されるのか、プレート (つまりスラブの引っ張りとリッジの押し出し) によって上から駆動されるのかを議論するために長い間使用されてきました。

地震異方性を検出するために好まれる方法は、せん断波分割、表面波と実体波の地震トモグラフィー、およびレシーバー関数のコンテキストでの変換波散乱です。せん断波分割では、S波が2つの直交する偏波に分割され、その伝播方向におけるその媒体の最速波と最遅波の波速度に対応します。マントル分割研究の周期範囲は通常5〜25秒です。地震トモグラフィーでは、3次元媒体を通過する複数の波伝播方位で波を生成するために、地震源（地震または人工爆破）の空間分布が必要です。レシーバー関数の場合、深部の物質が異方性である場合、P波からS波への変換波は地震の逆方位で調和変動を示します。この方法により、観測点の下の深部にある異方性物質の層を判定できます。

遷移帯では、ワズリアイトやリングウッダイトがLPOに整列している可能性がある。遷移帯の下では、ペリクレース、ケイ酸塩ペロブスカイト（ブリッジマナイト）、ポストペロブスカイトの3つの主要鉱物はすべて異方性があり、 D"領域（核マントル境界付近の数百キロメートルの厚さの層）で観測される異方性を生み出している可能性がある。^[6]

• Helbig, K.、Thomsen, L.、探査と貯留層地震学における 75 年以上にわたる異方性: 概念と方法の歴史的レビュー: 地球物理学。第 70 巻、第 6 号 (2005 年 11 月 - 12 月): p. 9ND - 23ND http://www.geo.arizona.edu/geo5xx/geo596f/Readings/Helbig%20and%20Thomsen,%202005,%20historical%20review%20anisotropy%201.pdf
• Crampin, S., 1984, せん断波分割による異方性の評価：応用地震異方性：理論、背景、およびフィールド研究、地球物理学再版シリーズ、20、23–33。
• Ikelle, LT、Amundsen, L.、「石油地震学入門」、地球物理学調査シリーズ No.12。
• トムセン、L.、1986、「弱い弾性異方性：応用地震異方性：理論、背景、およびフィールド研究」、地球物理学再版シリーズ、20、34-46
• アンダーソン他「油田異方性：その起源と電気的特性：油田レビュー」48～56 ページ。https://www.slb.com/~/media/Files/resources/oilfield_review/ors94/1094/p48_56.pdf
• Thomsen, L., : 地球物理学, 51, 1954–1966, 弱弾性異方性。
• Tsvankin, I., : Geophysics, 62, 1292-1309.1997, 斜方晶系媒体の異方性パラメータとP波速度。
• Tsvankin, I.、「異方性媒体における地震シグネチャと反射データの分析」：Elsevier Science Publ、2001 年。
• Stephen AH および J-Michael K. GEOPHYSICS、VOL. 68、NO. 4、P1150–1160。ヴァルハルの断裂特性: オフセットおよび方位角 (AVOA) 解析による P 波振幅変化の 3D 海底データセットへの適用
• Tushar P. および Robert V. SPE 146668. 頁岩の速度異方性の推定による貯留層特性の改善。
• Jeffrey S.、Rob R.、Jean A.、他 www.cgg.com/technicalDocuments/cggv_0000000409.pdf 異方性積層前深度画像による構造不確実性の低減: 北海中央部のエルギン/フランクリン/グレネルグ高圧/高温フィールド地域の事例
• Helbig, K.、1984、「剪断波 - 剪断波とは何か、どのように存在するのか、どのように使用できるのか：応用地震異方性：理論、背景、およびフィールド研究」、地球物理学再版シリーズ、20、5-22。

• http://www1.gly.bris.ac.uk/~wookey/MMA/index.htm
• https://web.archive.org/web/20050909171919/http://geophysics.asu.edu/anisotropy/
• http://www.geo.arizona.edu/geo5xx/geo596f/Readings/Helbig%20and%20Thomsen,%202005,%20historyal%20review%20anisotropy%201.pdf
• https://www.slb.com/~/media/Files/resources/oilfield_review/ors94/1094/p48_56.pdf