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Modele sismologique du globe | Match Executive

20th February, 2019

Modele sismologique du globe


La couche de croûte est définie pour être 24,4 km, la moyenne pondérée de la croûte continentale de 35 km d`épaisseur couvrant approximativement 1/3 de la surface de la terre, et la croûte océanique de 11 km d`épaisseur représentant 2/3 de la surface. Cela comprend une couche d`eau d`une épaisseur de 3 km. Les noyaux externes et internes ont été supposés être individuellement homogènes et la théorie des déformations finies a été utilisée pour construire les modèles de départ. La Loi de Birch (Birch, 1964 [19]), l`équation d`Adams-Williamson, les mesures de masse et de moment d`inertie ont été utilisées pour calculer la densité. STW105-plus récemment: ce modèle 1D transversalement isotrope de Kustowski et coll. (2008 [25]) est parfois préféré comme modèle de départ pour la tomographie, car il n`a pas la discontinuité de 220 km. Il n`est cependant pas censé être un modèle de terre de référence 1D. Il convient de souligner que les modèles de référence 1D sont des approximations d`ordre zéro de la structure de la terre (Fig. 1). Afin de calculer les temps de déplacement des ondes sismiques et de les comparer à des données réelles, des corrections dues à l`ellipticité de la terre qui dépendent de la phase utilisée doivent être appliquées.

Les modèles représentent souvent le plus mal le manteau le plus haut et le plus en dessous où les variations de vitesse latérale sont les plus fortes (Fig. 6). Cependant, dans la construction de ces différents modèles, les auteurs sont souvent explicites en énonçant les limitations de leurs produits: comme l`échantillonnage de la terre n`est pas géographiquement, même avec la grande majorité des sismomètres étant sur le continent, les modèles reposant sur le corps les vagues sont souvent intrinsèquement biaisées vers la structure sous les continents. Pendant ce temps, les données en mode normal enregistrent toute la structure terrestre sans biais géographique. La construction du modèle implique également la décision d`où placer les couches de division et les discontinuités, et qui à inclure. Les données guident la profondeur des discontinuités et des couches, mais les modèles peuvent inclure différents nombres de couches en fonction de ce qui est observé dans les données, de l`objectif du modèle et du choix des modélisateurs. Alors que plusieurs modèles de référence ont été produits, il y en a trois qui ont été le plus couramment utilisés jusqu`à présent: PREM (Dziewonski et Anderson, 1981 [1]), IASP91 (Kennett et Engdahl, 1991 [2]), et AK135 (Kennett et coll., 1995 [12]). Ces modèles sont résumés dans le tableau 3 et leurs structures de vélocité sont comparées dans la Fig. 7. Pour plus de détails sur ces modèles, voir la section modèles communs en détail. Pour tenir compte de l`échantillonnage irrégulier de la terre avec les vagues du corps, les mesures sont résumées dans les cellules de la zone égale et les résultats sont moyennés entre les cellules. Les discontinuités de pas sont introduites à 400, et 670 km sur la base d`études antérieures (non mentionnées dans le document).

Un changement dans le gradient de la vitesse avec la profondeur est introduit à 2741 km de profondeur en fonction d`un changement aigu observé dans la pente des temps de déplacement de la vague corporelle avec une distance croissante, correspondant à la région D “. Le 220 km, ou Lehmann, la discontinuité est une caractéristique particulière de ce modèle, qui est quelque peu controversée, car il n`est pas observé globalement contrairement aux discontinuités de la zone de transition. Il a été introduit pour marquer la base de la zone du manteau supérieur radialement anisotrope. L`épaisseur de la lithosphère a été fixée à 80 km. les discontinuités étaient supposées être les mêmes pour les ondes P et S. Les vitesses sont paramétrées sous forme de différents polynies linéaires, quadratiques et cubes et les différentes phases sont réduites à leur paramètre de rayon, ce qui rend le calcul plus simple. Les discontinuités du manteau sont fixées à 410 km et à 660 km de profondeur. Dans le manteau le plus bas, il y a un changement de gradient à 2740 km de profondeur dans la couche D` `. Les rayons du noyau intérieur et extérieur ont été définis à l`aide d`une inversion de mode normale qui ne faisait pas partie de cette étude (maîtres, non référencés) et la structure de la vélocité de base a été prise à partir du modèle PEM construit en utilisant des contraintes à partir de modes normaux (Dziewonski et al., 1975 [22]).


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