地震学基础 复习
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于一定值（ X M ）时，首波 将最先到达；并求出 X M 。
第三章 地震波传播理论
地震学基础 Ⅱ、震源不在地表（h≠0）
第三章 地震波传播理论
地震学基础
不同速度结构地震波射线的变化
• 正常速度层:波速是随着深度的增加逐渐递增 • 低速层:低速层是指波速随着深度的增加而逐渐减小 • 高速层:高速层是指波速随着深度的增加的速率大于 该层上下的层 • 低速间断面:低速间断面上层的速度高，经过该面后 速度突然降低，地壳内有不连续的低速间断面。
影响和破坏程序的一种量度。 按烈度值的大小排列成表，称为烈度表。 将地面上等烈度的点联成线，称为等震线。 震级；按一定的微观标准，表示地震能量大 小的一种量度。用字母M表示。 震级和烈度都是衡量地震强度的一种量度。 两者之间的关系复杂。 地震序列：地震在有限的空间和时间范围内 有成丛发生的倾向。这种成丛发生的地震称 地震序列。按时间顺序和震级分布，地震序 列分为：主震型和震群型。
地震学基础
第二章 地震波
第一节 波的性质简述 第二节 地震波 第三节 地震波的类型
第四节 地震波的波序
第二章 地震波
地震学基础
波速V、视波速C
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。 • 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时 观测到的波速称为视波速， 视波速c与真实波速v之间有简单的换算关 系C=V/sina； a为波的入射角。
第三节
地震学的基本名词和概念
地震（earthquake）是地球内部介质（岩 石）突然发生破坏，产生地震波，并在相当范 围内引起地面震动的现象。 震源、震中、震源深度、 震中距离如右图；发震时刻： 发生地震的时刻；地震波：发 生于震源并在地球表面和内部 传播的弹性波称为地震波。
烈度：按一定的宏观标准，表示地震对地面
第二章 地震波
地震学基础
源自文库
主要简化和基本理论
1、地震波的复杂性
地震激发的机械波大部分在固体地球中传播，因此既有纵波又有横 波，这比声波和电磁波更为复杂。 地球是个有界体，内外物质的力学性质差别是很大的。对于地震波 的传播而言，地球表面是个尖锐的界面；地球内部的化学成分、力学性 质（密度、弹性参数等）是不均匀的，因此也形成许多界面（地震学中 称为间断面）或梯度区。纵、横波在这些间断面上发生反射、折射、波 型转换、散射以及衍射，使叠加在一起形成的总波场变得十分复杂。 同时，地球介质是非完全弹性的，对机械波具有吸收和频散作用， 这不仅使弹性波的振幅发生衰减，也会使波形发生改变。 另外，天然地震的震源过程本身也相当复杂，所以辐射出的弹性波 场也是非常复杂的。所有这些，使得我们在研究地震波传播时遇到的问 题十分复杂，如果不进行适当的简化处理，根本没有办法进行深入研究。
第二章 地震波
地震学基础
第三章 地震波传播理论
第一节 地震波传播的基本概念 第二节 地震波传播的基本理论 第三节 体波各种震相和走时表
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、首波（或侧面波）
若介质是分层的，当地震波由低速的一方向高速的一方入 射时，还存在一种波，叫做侧面波(或叫首波、折射波、衍射波、 行走反射波，等等) 。 虽然首波的传播路径总是比直达波长，但是因为首波在分 界面上是以深层介质中的速度来传播的，因此超过一定临界距 离之后，首波就会比直达波率先到达台站。 P波和S波都会有相应的首波。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
（1） Fermat原理
A
inc
Snell定律
反射点 x 应使t达到最小值。即：
Fermat原理
B
ref
V1 V2
h
x
o
L x
r
L
dt( x) 1 x ( L x) 0 2 2 2 2 dx V1 h x r ( L x) x ( L x) h2 x2 r 2 ( L x) 2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、地球介质的变化特征
地震波的传播主要取决于地震波的速度,地震波的速度与 地球介质相关。 地球内部介质性质的变化,主要有以下情形：
①上下介质的性质、状态迥然不同,出现明显的分界面,地
震波速度出现阶梯状跳跃,如地壳与地幔、地幔与地核之间。 地壳是固体,外核是液体,地幔介于固态与液态之间。 ②上下介质的状态基本相同,但性质变化显著,呈现明显的 分界面,如地幔中的细层之间的分界面，地震波在分界面上的 速度也有显著的变化。
第二章 地震波
地震学基础
1、体波
• P波又称初波，亦称纵波或 胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。 • S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质点 运动处于竖直面内时，称为 SV波。 • P波和S波统称体波。
地震学的基本名词和概念 古代人类对地震的认识 地震学发展简史
第一节 什么是地震学？
• 地震学是关于地震的科学，它是以地震资料为基础， 用数学、物理和地质知识研究地震机理及地震波传 播的规律，以防御地震灾害、研究地壳和地球内部 的构造以及促使研究结果在经济建设和国防建设中 得以应用。 • 地震学包括：
按照成因不同的地震分类
构造地震(90%) 火山地震(7%) 塌陷地震 (3%) 碰撞地震 诱发地震 人工地震
按照震源深度的不同的地震分类
浅源（深度小于60千米） 中源（深度为60~300千米） 深源（深度大于300千米） 地球上75%以上的地震是浅源地 震。其中震源深度多为5~20千米。
1.水平层状介质
（1）单层地壳介质模型中地震波震相与走时曲线
第三章 地震波传播理论
地震学基础 Ⅰ、震源在地表（h=0）
走时方程： TX 关系
第三章 地震波传播理论
地震学基础
①直达波的走时方程
T=X/V1
第三章 地震波传播理论
地震学基础
②反射波的走时方程（1）
第三章 地震波传播理论
地震学基础 反射波的走时方程（2）
地 震 学 基 础
第一章 地震学的研究范围和历史
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 什么是地震学？
地震学的研究范围和主要的研究方面
地震学的基本名词和概念 古代人类对地震的认识 地震学发展简史
第一章 地震学的研究范围和历史
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 什么是地震学？
地震学的研究范围和主要的研究方面
第三章 地震波传播理论
地震学基础
一、射线理论
在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地 震波传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为 射线问题。地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射 线，就是地震波传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由 一点传播到另一点所经过的途径。 射线地震学，也叫几何地震学，是波动地震学在波长很 短时的近似。它可以由波动地震学推演出来，但更直接的是 根据费马原理。这个原理说：当一个震动由介质中一点传播 到另一点时，它所经过的途径是使其传播时间为一稳定值(最 大、最小或拐点)。在一般的地震波计算中，地球介质可以做 为各向同性的完全弹性体来对待。
第二章 地震波
地震学基础
2、分析地震波时的主要简化假设
忽略次要因素，突出主要因素，使问题简化、 易于处理，从而得出地震波在地球中传播的基本 规律。我们可以把地球介质简化为均匀分层、各 向同性的完全线弹性的连续介质。 （1）小变形和完全弹性假设 （2）绝热假设 （3）各向同性假设 （4）重力的影响 （5）实际地球各种分界面几何形状的近似
第二章 地震波
地震学基础
瑞利波
瑞利波是P波与SV波 干涉的结果，理论上是 沿着半无限弹性介质自 由表面传播的波，瑞利 波在距波源较远处，其 破坏力比沿空间各方向 扩展的纵波和横波大得 多，是地震工程学中的 主要研究对象；低速， 低频和强振幅的瑞利波 俗称地滚波。 第二章 地震波
地震学基础
勒夫波
勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH 型面波，勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层 中，在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减。该波 沿水平方向传播，波速介于上下层的波速之间。 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方 向振动，因振幅很大而具破坏性，俗称蛇形波。
走时方程：TX 关系
T(X ) 2 h 2 ( X / 2) 2 V1 2h V1
t0 T ( X 0)
dT ( X / 2) 1 dX V1 h 2 ( X / 2) 2 V1
T0 X0
V1
as X
X0 T0
第三章 地震波传播理论
地震学基础
③首波的走时方程
按照观测台站到震中距离大小不同 的地震分类
地方震（震中距小于100千米） 近震（震中距100-1000千米） 远震（震中距1000千米以上）
按照震级大小的地震分类
弱震（M<3） 有感地震（3=<M=<4.5 ） 中强震（ 4.5<M<6 ） 强震（ 6=<M）其中：巨/特大震（ 8=<M）
为低速层)，另一种是随着深度增加速度异常增加(称为高速 层)。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
不同边界条件下波射线的传播
第三章 地震波传播理论
地震学基础
四、地震波的走时曲线和走时方程
以观测点的震中距为横坐标,地震波到达时 间为纵坐标,绘成的曲线称为走时曲线。地震波 到达时间与震中距关系的方程称为走时方程。
一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而 得出地球内部结构的结论； 二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波的产 生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释； 三、应用：地震勘探、工程地震学、识别核爆。
什么地震学（seismology）
地震
地震 台站
我国地震灾害的特点 中国的地震不但在世界上最多，而且最大。加之我国 地震分布广泛（除浙江和贵州）两省之外，其余各省均 有6级以上强震发生，震源很浅（一般只有10～20km）， 因而构成了我国地震活动频度高、强度大、分布广、震 源浅的特征。另一方面，我国作为发展中国家，人口稠 密、建筑物抗震能力低。因此，我国的地震灾害可谓全 球之最。本世纪以来，全球因地震而死亡的人数为110万 人，其中我国就占55万人之多，为全球的一半。因此， 粗略地说，我国的国土面积占全球的1/14，人口占1/4， 地震占1/3，地震灾害占1/2。
射线AOB的走时为：
1 t ( x) V1
h x
2
2
r 2 ( L x) 2
sin(inc ) sin( ref )
第三章 地震波传播理论
地震学基础
地震波在介面上的反、透射
P1
1
1
S1
V1 V2
2
2
P2 S2
sin( 1 ) sin( 1 ) sin( 2 ) sin( 2 ) V1 V 1 V 2 V 2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、地球介质的变化特征
地球内部介质性质的变化,主要有以下情形： ③在同一层内，地球介质也不是均匀分布的。一般来讲， 由于地球介质是分层均匀、各向同性的地球介质的密度、弹 性参数等随深度增加而增加，地震波速度也随深度的增加而
增加。但有两种特殊情形：一种是速度随深度增加而减小(称
走时方程：TX 关系
T(X ) X 2h tan( c ) 2h V1 cos( c ) V2
for X X c
where, X c 2h tan( c )
dT 1 dX V2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
直达波、反射波和首波
练习 3：
XM
证明：当震中距（X）大
第二章 地震波
地震学基础
第四节 地震波的波序 • 由于不同地震波类型的传播速度不同，它 们到达时间也就不同，从而形成一组序列， 它解释了地震时地面开始摇晃后我们经历 的感觉。 • 一般到序：P波、S波、勒夫面波、瑞利面 波、地震尾波
第二章 地震波
地震学基础
北京大学在山西的临时台站的地震记录的三分量及相关震相图
• 高速间断面:高速间断面上层的速度低，面下的速度 高，莫霍洛维奇界面是一个高速间断面，P波的速度 在面上为6.3km/s，而在面下的速度为8.2km/s。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
• 整个地球的震相 这里主要的层为地幔、液体的外核 和固体内核。在地幔和地核传播的P波和 S波标注如下： P： 在地幔里的P波 K： 在外核里的P波 I： 在内核里的P波 S： 在地幔里的S波 J： 在内核里的S波 c：在核—幔边界(CMB)的反射波 i：在内核边界(ICB)的反射波
第三章 地震波传播理论
地震学基础 Ⅱ、震源不在地表（h≠0）
第三章 地震波传播理论
地震学基础
不同速度结构地震波射线的变化
• 正常速度层:波速是随着深度的增加逐渐递增 • 低速层:低速层是指波速随着深度的增加而逐渐减小 • 高速层:高速层是指波速随着深度的增加的速率大于 该层上下的层 • 低速间断面:低速间断面上层的速度高，经过该面后 速度突然降低，地壳内有不连续的低速间断面。
影响和破坏程序的一种量度。 按烈度值的大小排列成表，称为烈度表。 将地面上等烈度的点联成线，称为等震线。 震级；按一定的微观标准，表示地震能量大 小的一种量度。用字母M表示。 震级和烈度都是衡量地震强度的一种量度。 两者之间的关系复杂。 地震序列：地震在有限的空间和时间范围内 有成丛发生的倾向。这种成丛发生的地震称 地震序列。按时间顺序和震级分布，地震序 列分为：主震型和震群型。
地震学基础
第二章 地震波
第一节 波的性质简述 第二节 地震波 第三节 地震波的类型
第四节 地震波的波序
第二章 地震波
地震学基础
波速V、视波速C
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。 • 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时 观测到的波速称为视波速， 视波速c与真实波速v之间有简单的换算关 系C=V/sina； a为波的入射角。
第三节
地震学的基本名词和概念
地震（earthquake）是地球内部介质（岩 石）突然发生破坏，产生地震波，并在相当范 围内引起地面震动的现象。 震源、震中、震源深度、 震中距离如右图；发震时刻： 发生地震的时刻；地震波：发 生于震源并在地球表面和内部 传播的弹性波称为地震波。
烈度：按一定的宏观标准，表示地震对地面
第二章 地震波
地震学基础
源自文库
主要简化和基本理论
1、地震波的复杂性
地震激发的机械波大部分在固体地球中传播，因此既有纵波又有横 波，这比声波和电磁波更为复杂。 地球是个有界体，内外物质的力学性质差别是很大的。对于地震波 的传播而言，地球表面是个尖锐的界面；地球内部的化学成分、力学性 质（密度、弹性参数等）是不均匀的，因此也形成许多界面（地震学中 称为间断面）或梯度区。纵、横波在这些间断面上发生反射、折射、波 型转换、散射以及衍射，使叠加在一起形成的总波场变得十分复杂。 同时，地球介质是非完全弹性的，对机械波具有吸收和频散作用， 这不仅使弹性波的振幅发生衰减，也会使波形发生改变。 另外，天然地震的震源过程本身也相当复杂，所以辐射出的弹性波 场也是非常复杂的。所有这些，使得我们在研究地震波传播时遇到的问 题十分复杂，如果不进行适当的简化处理，根本没有办法进行深入研究。
第二章 地震波
地震学基础
第三章 地震波传播理论
第一节 地震波传播的基本概念 第二节 地震波传播的基本理论 第三节 体波各种震相和走时表
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、首波（或侧面波）
若介质是分层的，当地震波由低速的一方向高速的一方入 射时，还存在一种波，叫做侧面波(或叫首波、折射波、衍射波、 行走反射波，等等) 。 虽然首波的传播路径总是比直达波长，但是因为首波在分 界面上是以深层介质中的速度来传播的，因此超过一定临界距 离之后，首波就会比直达波率先到达台站。 P波和S波都会有相应的首波。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
（1） Fermat原理
A
inc
Snell定律
反射点 x 应使t达到最小值。即：
Fermat原理
B
ref
V1 V2
h
x
o
L x
r
L
dt( x) 1 x ( L x) 0 2 2 2 2 dx V1 h x r ( L x) x ( L x) h2 x2 r 2 ( L x) 2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、地球介质的变化特征
地震波的传播主要取决于地震波的速度,地震波的速度与 地球介质相关。 地球内部介质性质的变化,主要有以下情形：
①上下介质的性质、状态迥然不同,出现明显的分界面,地
震波速度出现阶梯状跳跃,如地壳与地幔、地幔与地核之间。 地壳是固体,外核是液体,地幔介于固态与液态之间。 ②上下介质的状态基本相同,但性质变化显著,呈现明显的 分界面,如地幔中的细层之间的分界面，地震波在分界面上的 速度也有显著的变化。
第二章 地震波
地震学基础
1、体波
• P波又称初波，亦称纵波或 胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。 • S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质点 运动处于竖直面内时，称为 SV波。 • P波和S波统称体波。
地震学的基本名词和概念 古代人类对地震的认识 地震学发展简史
第一节 什么是地震学？
• 地震学是关于地震的科学，它是以地震资料为基础， 用数学、物理和地质知识研究地震机理及地震波传 播的规律，以防御地震灾害、研究地壳和地球内部 的构造以及促使研究结果在经济建设和国防建设中 得以应用。 • 地震学包括：
按照成因不同的地震分类
构造地震(90%) 火山地震(7%) 塌陷地震 (3%) 碰撞地震 诱发地震 人工地震
按照震源深度的不同的地震分类
浅源（深度小于60千米） 中源（深度为60~300千米） 深源（深度大于300千米） 地球上75%以上的地震是浅源地 震。其中震源深度多为5~20千米。
1.水平层状介质
（1）单层地壳介质模型中地震波震相与走时曲线
第三章 地震波传播理论
地震学基础 Ⅰ、震源在地表（h=0）
走时方程： TX 关系
第三章 地震波传播理论
地震学基础
①直达波的走时方程
T=X/V1
第三章 地震波传播理论
地震学基础
②反射波的走时方程（1）
第三章 地震波传播理论
地震学基础 反射波的走时方程（2）
地 震 学 基 础
第一章 地震学的研究范围和历史
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 什么是地震学？
地震学的研究范围和主要的研究方面
地震学的基本名词和概念 古代人类对地震的认识 地震学发展简史
第一章 地震学的研究范围和历史
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 什么是地震学？
地震学的研究范围和主要的研究方面
第三章 地震波传播理论
地震学基础
一、射线理论
在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地 震波传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为 射线问题。地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射 线，就是地震波传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由 一点传播到另一点所经过的途径。 射线地震学，也叫几何地震学，是波动地震学在波长很 短时的近似。它可以由波动地震学推演出来，但更直接的是 根据费马原理。这个原理说：当一个震动由介质中一点传播 到另一点时，它所经过的途径是使其传播时间为一稳定值(最 大、最小或拐点)。在一般的地震波计算中，地球介质可以做 为各向同性的完全弹性体来对待。
第二章 地震波
地震学基础
2、分析地震波时的主要简化假设
忽略次要因素，突出主要因素，使问题简化、 易于处理，从而得出地震波在地球中传播的基本 规律。我们可以把地球介质简化为均匀分层、各 向同性的完全线弹性的连续介质。 （1）小变形和完全弹性假设 （2）绝热假设 （3）各向同性假设 （4）重力的影响 （5）实际地球各种分界面几何形状的近似
第二章 地震波
地震学基础
瑞利波
瑞利波是P波与SV波 干涉的结果，理论上是 沿着半无限弹性介质自 由表面传播的波，瑞利 波在距波源较远处，其 破坏力比沿空间各方向 扩展的纵波和横波大得 多，是地震工程学中的 主要研究对象；低速， 低频和强振幅的瑞利波 俗称地滚波。 第二章 地震波
地震学基础
勒夫波
勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH 型面波，勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层 中，在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减。该波 沿水平方向传播，波速介于上下层的波速之间。 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方 向振动，因振幅很大而具破坏性，俗称蛇形波。
走时方程：TX 关系
T(X ) 2 h 2 ( X / 2) 2 V1 2h V1
t0 T ( X 0)
dT ( X / 2) 1 dX V1 h 2 ( X / 2) 2 V1
T0 X0
V1
as X
X0 T0
第三章 地震波传播理论
地震学基础
③首波的走时方程
按照观测台站到震中距离大小不同 的地震分类
地方震（震中距小于100千米） 近震（震中距100-1000千米） 远震（震中距1000千米以上）
按照震级大小的地震分类
弱震（M<3） 有感地震（3=<M=<4.5 ） 中强震（ 4.5<M<6 ） 强震（ 6=<M）其中：巨/特大震（ 8=<M）
为低速层)，另一种是随着深度增加速度异常增加(称为高速 层)。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
不同边界条件下波射线的传播
第三章 地震波传播理论
地震学基础
四、地震波的走时曲线和走时方程
以观测点的震中距为横坐标,地震波到达时 间为纵坐标,绘成的曲线称为走时曲线。地震波 到达时间与震中距关系的方程称为走时方程。
一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而 得出地球内部结构的结论； 二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波的产 生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释； 三、应用：地震勘探、工程地震学、识别核爆。
什么地震学（seismology）
地震
地震 台站
我国地震灾害的特点 中国的地震不但在世界上最多，而且最大。加之我国 地震分布广泛（除浙江和贵州）两省之外，其余各省均 有6级以上强震发生，震源很浅（一般只有10～20km）， 因而构成了我国地震活动频度高、强度大、分布广、震 源浅的特征。另一方面，我国作为发展中国家，人口稠 密、建筑物抗震能力低。因此，我国的地震灾害可谓全 球之最。本世纪以来，全球因地震而死亡的人数为110万 人，其中我国就占55万人之多，为全球的一半。因此， 粗略地说，我国的国土面积占全球的1/14，人口占1/4， 地震占1/3，地震灾害占1/2。
射线AOB的走时为：
1 t ( x) V1
h x
2
2
r 2 ( L x) 2
sin(inc ) sin( ref )
第三章 地震波传播理论
地震学基础
地震波在介面上的反、透射
P1
1
1
S1
V1 V2
2
2
P2 S2
sin( 1 ) sin( 1 ) sin( 2 ) sin( 2 ) V1 V 1 V 2 V 2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、地球介质的变化特征
地球内部介质性质的变化,主要有以下情形： ③在同一层内，地球介质也不是均匀分布的。一般来讲， 由于地球介质是分层均匀、各向同性的地球介质的密度、弹 性参数等随深度增加而增加，地震波速度也随深度的增加而
增加。但有两种特殊情形：一种是速度随深度增加而减小(称
走时方程：TX 关系
T(X ) X 2h tan( c ) 2h V1 cos( c ) V2
for X X c
where, X c 2h tan( c )
dT 1 dX V2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
直达波、反射波和首波
练习 3：
XM
证明：当震中距（X）大
第二章 地震波
地震学基础
第四节 地震波的波序 • 由于不同地震波类型的传播速度不同，它 们到达时间也就不同，从而形成一组序列， 它解释了地震时地面开始摇晃后我们经历 的感觉。 • 一般到序：P波、S波、勒夫面波、瑞利面 波、地震尾波
第二章 地震波
地震学基础
北京大学在山西的临时台站的地震记录的三分量及相关震相图
• 高速间断面:高速间断面上层的速度低，面下的速度 高，莫霍洛维奇界面是一个高速间断面，P波的速度 在面上为6.3km/s，而在面下的速度为8.2km/s。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
• 整个地球的震相 这里主要的层为地幔、液体的外核 和固体内核。在地幔和地核传播的P波和 S波标注如下： P： 在地幔里的P波 K： 在外核里的P波 I： 在内核里的P波 S： 在地幔里的S波 J： 在内核里的S波 c：在核—幔边界(CMB)的反射波 i：在内核边界(ICB)的反射波