震相分析基础及测震台站系统维护
合集下载
相关主题
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
面波是干涉波 当体波入射到薄层后，会发生全反射，并在层内产生 干涉现象，由此而产生面波。 面波的多样性：介质的结构特征（多层、通道….）
面波的能量主要集中在界面附近或薄层内且随着穿透深 度的增加衰减很快，面波频带范围宽、能量强、传播远。
基本理论
勒夫波（LQ ）
SH波在自由表面重复反射导致相长干涉（相长干涉振幅变大,相消干 涉振幅变小或为零。）形成勒夫波（只出现在水平分量）。 它需要某种速度随深度曾加而形成的导波，它是水平剪切面波。它 的振幅随深度成指数衰减。其传播速度大于层中横波波速，小于层 下横波波速反频散。
震相分析基础及测震台站系统维护
Contents
1
基本理论
2 3 4
近震震相分析 远震震相分析 爆破的识别
5
测震台站系统维护
基本理论
地震波
波：震动的传播 地震波：由于岩石的突然破裂或人工爆炸引起 的地球内部质点振动，这种振动以应力、应变 交互方式向周围传播。地震震源体激发的弹性 波（应力波）。 波动性：地震波在弹性介质中传播符合弹性波 波动方程。传播时具有如衍射等波动性。 粒子性：粒子能量携带，反射、折射…。
震相（浅意）：地震波触及不同介质发生转换 （反 射、折射、绕射、衍射等）显示在地震记录图上的信号 (signal)。
基本理论
震相要素：相位、振幅和周期； 体现地震波记录全貌的震相特征项标志： 到时、初相位（或初动方向，角度）、振幅、 周期（或频率）、波数（一组波列中的振动次 数）、波列形态（脉冲或缓起）、记录持续时间 （一组波列的衰减）、干扰和叠加、干涉效应 （相长干涉和相消干涉）等。 以上是定量描述地震波的基本要素。只有在这时， 我们方能说“看到了”地震波，这是一个可以利 用的地震波。 各种地震波均有自己的震相。地震波是无数震相 的聚合（convergece）。研究地震波是通过分辨、 解释震相名称和读取震相读数实现的。
波，在 70km~90km 范围内的反射波能量最强，这
是由于波在莫霍界面发生全反射造成的。记录图
上的P11，S11远大于PG，SG。
近震震相分析
3 、 120km<△<500km ，随着震中距的增大，首
波将作为第一震相到达，此段内波到达的顺序为
PN ， PG ， P11 ， SN ， SG ， S11 。 PG 的 周 期 为 0.1s~1s ， SG 的 周 期 为 0.5s~2s ， PN 的 周 期 为 0.5s~3s，SN的周期为2s~5s。PG，SG的周期略大 于P11，S11。随着震中距的增大，反射波的能量
长。远震的振动持续时间为几分钟至 1.5 小时，
极远震的振动持续时间为 1.5 小时到几个小时。
浅源远震、极远震的面波及其发育，主要为勒夫
波和瑞利波。
远震震相分析
远震记录特征 远震初至震相为地幔折射波P，远震记录到
的波包括地幔折射波、地表反射波及转换波、
核面反射波及转换波、地核穿透波和面波等。
远震震相分析 极远震记录特征 极远震没有地幔折射波。其初到波分别 为衍射波、内核穿透波和外核穿透波等。 极远震的震相也较为丰富，常识别的主要 震 相 有 Pdif 、 PKIKP 、 PKP1 、 PKP2 、 PP 、 PPP 、 PKS 、 SS 、 SSS 、 SKS 、 SKKS 、 S3KS 等。
由于破裂的不同取向，以及地壳的各向异性， Pn和Pg、Pn和Pn有显著不同
近震震相分析
震中距和深度对首波的制约
浅源地震△≤400km APn﹤APg( ASn﹤ASg ) △﹥400km →1000km,APn→﹥APg ( ASn →﹥ ASg ) △﹥600km （浅源，有些地区要△﹥800km ） Pn,Sn成 为主要震相，其后有发育较好的面波。 原因 1、直达波在各项异性地壳中传播衰减快 2、P,S生成“侵入”震相损失了P和S，而加强了Pn和Sn。 “侵入”震相：P和S波在M界面临界折射角附近折射，侵入 上地幔，却以莫霍面速度（8km/秒）在上地幔中传播, “侵入”震相周期大于Pn周期，随着震级增大还会产生 长周期波。
基本理论
横波:(剪切波)(S)不需体积改变,纯粹剪切， 震 源 体 形 变 产 物 。 线 性 偏 振 。
基本理论 周期：震源尺度 振幅比（N:E):断层走向 横波振幅与纵波振幅的比值反映台站位置相对 主压应力轴的角度
横波更多反映震源的几何情况
基本理论 面波：波动方程在自由表面解，其解称为面波
近震震相分析
近震震相分析 近震是指震中距小于1000km的地震。近震范 围的地震波有直达波、反射波和首波。不同 震中距地震记录的特征不相同。
近震震相分析
上地壳震源模型近震
近震震相分析
下地壳震源模型近震
近震震相分析
近地壳上地幔近震地震波
近震震相分析
地震波在大陆地壳（a）和海洋地壳（b）中传播的理论。 F=震源，U=接受器，OO=地面，CC=康拉德不连续面， MM=莫霍洛维奇不连续面。
地震波深度特征
浅源地震 h<60km P,S,R幅度按一定比例由小到大
中源地震
深源地震
60km≤h≤300km
h>300km
面波幅度逐渐接近S波幅度 面波幅度由接近S波幅度，愈来愈小于S波幅度， P,S波幅度差变小，周期差变小。
基本理论
体波（P,S）： 在地球内部传播的地震波称为地震体波。 体波：波动方程的无限大空间解。 体波：可以认为是“自由波”，它可以在地球内部任意而 自由传播。 速度：由介质决定，周期（T）和波长（λ ）不确定，但
普及的数字记录，同时遵循这种分解合成的过程。
基本理论
地震波与震相的同异：
相同：运动学特征及动力学特征实质是相同的（走时、 周期、振幅、相位…）；
不同：两者的直接表述不同：地震波用波速及能量；震 相用“到时”（或走时）及相对于周期（或频率）的振 幅； 地震波用波动方程来描述，震相用走时方程描述；
基本理论
地震波与震相的三分向表述：
地震波的定量特性必须通过地震仪 3 个分向
的记录。地震波在三分向记录上显示地震动
（vibration）位移矢量或速度、加速度。通过地 震仪 3 个分向分解为 3 个位移分量或速度、加速度 分量，方能进行数学处理，然后合成得结果。这 种分解记录在可见的未来还不会变更。现已逐渐
瑞利波（R）：面波，椭圆偏振，正频散，次生波，自由表面 。 水平速度正频散；
波动和粒子二重性。
基本理论
与地壳相关的地震波：
Pg，Sg：震源在花岗岩层的直达纵波、横 波 ； Pb(P*) ， Sb(S*) ：在康拉德界面（ C 界面）绕射的纵波、 横波，； Pmp(P11) ， SmS(S11) ：在莫霍界面（ M 界面）反射的纵 波、横波； Pn ， Sn ：在莫霍界面（ M 界面）绕射的纵波、横波及 “侵入”地震波： （ P 和 S 波在 M 界面临界折射角附近折射，侵入上地幔，却 以以下莫霍面速度（8km/秒）在上地幔中传播。
是在同一介质内λ /T≡a
T:不影响速度——几乎没有频散
λ ：影响周期（相互影响）
基本理论 纵波：(压缩波)(P),震源体体积和体形状同时 变化的产物。线性偏振。
基本理论
P初动解： 震源机制解 断层面 主压应力 P持续时间： 破裂过程 持续时间 破裂速度
纵波更多反映震源的力学过程
近震震相分析
1、△<60km，通常记录到的地震波只有直达波 PG、SG，由于震中距很小，波的周期很小，通常
PG 的 周 期 约 为 0.05s~0.2s ， SG 的 周 期 为
0.1s~0.5s，记录的时间较短，通常不到1min。
近震震相分析
2 、 60km<△<120km ， 通 常 能 记 录 到 PG ， SG ， P11，S11：当震中距在60km~120km时会出现反射
在一定距离的走时是个速度问题，振幅相对于周期是个 能量问题，但其用词必须分清楚。把地震波描述得再精 细，终究是抽象概念。而震相是个活生生的现实。
基本理论
地震波小结
压缩波（ P ）：体波，振动与传播方向一致，体积和形状（剪 切）都变化，线性偏振，原生波，自由波。没有频散，有散射， 更多体现地震物理过程的力学性质； 剪切波（ S ）：体波，振动与传播方向垂直，纯粹剪切，线性 偏振，原生波，自由波。没有频散，有散射，更多体现震源体 的几何性质； 勒夫波（ L ）：水平剪切波面波，频散，次生波，层状界面。 水平速度负频散；
沿介质表面或层面传播的地震波称为地震面波； 面波不是震源体直接产生的波； 面波局限于某些表面或层位传播，是“不自由” 的“受限制”的； 面波受体波相干、叠加控制； 体波周期和速度与面波的周期、速度没有直接关 系，面波速度依赖于其自身周期——频散。
基本理论 面波反映震源深度和介质分层结构
开始减弱，300km以后，反射波开始不易识别。
近震震相分析
4、500km~1000km：震中距大于500km以后，主要震相 为Pn、Pg、πg、Sn、Sg、Lg1、Lg2.这段的特点为短 周期面波逐渐发育，振幅大，占据记录图的主体位置；
所有震相的周期都明显增大，各波的频率特征展示得
很好。
近震震相分析
远震震相分析
地震波在不同层面的透射反射
远震震相分析
地震波与震相命名小结
纵波以P表示；横波以S表示； 花岗岩中传播的波以“g”示，例：Pg，Sg； 玄武岩中传播的波以“*”或b示， 例：P*,Pb， S*Sb； 上地壳花岗岩层认为是单一介质所以Pg，Sg称为直达波； 源于地幔的地震波为折射波用单一大写字母表示，例： P ， S（将P，S称为远震直达波是不严谨的。）； 透过外核以K 表示，例 PKP， SKS，既 P ，（ S ）波入射外核， 透过仍为P（S）； 透过内核以I表示，例PKIKP，既P波透过外核（K），进入 内核并透过（ I ），再透过外核（ K ）进入地幔（ P ）直到 被仪器记录的地震波（ PKIKP ）。外核为液态所以没有透 过外核的S波。
远震震相分析
Βιβλιοθήκη Baidu
震中距大于10°的地震称为远震，震中距大于 105°的地震称为极远震。当震中距105°时，记录
到地幔折射波与核幔分界面（古登堡面）相切的P、
S波，这是地幔折射波的最后1条射线，以后，地幔
折射波消失，取而代之的是衍射波、地核穿透波等。
远震震相分析
远震震相分析
通常波的传播路程越长、振动持续时间也越
基本理论
地震波分析的意义：
1、迄今为止地震学特别是微观地震学的一切成就几乎都是震波分析 或震相解释的结果，没有震波分析（震相解释）就没有近代地震学； 2、地震观测的核心是震相解释； 3、地震波是透视地球的CT,震相解释是发现地球结构和结构变化的定 量显示（分层结构、核、幔区域结构….）； 4、近震震相是隐伏断层和地壳构造乃至地幔结构的珍视器； 5、震相力学（动力学和运动学）的解释是具有物理意义的地震预报 理论，也是最有效方法； 6、震相解释是灾害预警和防御的有效方法； 7、震相解释还是勘探、考古、刑侦等诸多领域和学科的重要分支和 手段。
基本理论
频散：水平速度对频率的依赖性 面波：波长越长，越容易到达地球深部，水平 速度越高，形成正频散。 面波能量随深度衰减：正比于1/r 体波：没有或仅有可忽略的小频散。其更多表 现为“陡变”或短时子波 体波能量随深度衰减：正比于1/r2
基本理论
震相：具有不同振动性质的地震波（如纵波和横波） 及不同传播路径的地震波（如直达波和反射波）特性在地 震仪频率特性和传播介质（区域场）的双重制约之下出现 在地震记录图上有意义的点位和特定时域的“线域”（符 号）。 这种地震波在地震图上的特定的标志称为震相。 就传播方式讲：体波震相、面波震相； 就路径来讲：有折射、反射和衍射震相； 就震中距来讲：有远震震相，近震震相； 就震源深度来讲：有浅震震相、深震震相等区分。
水平传播的LQ引起的位移。振幅随深度强衰减
基本理论
瑞利波（LR） 源于沿半空间非均匀表面传播的 P波和SV耦合。可存在于任何自 由表面。椭圆偏振。它的振幅随深度成指数衰减，它的运动轨迹 是逆进椭圆，其短轴方向和波的前进方向一致，长轴则垂直于地 面。略小于同一层中的横波速度。
水平传播的LR引起的位移。振幅随深度强衰减
基本理论
地震波时距特征
地方震（0～130,150km) 近震（区域震）（0°～10°) △≤10°, 1.2°≤ △ ≤2.0°, △≥ 5.0° 远震（10°～100°,105°） 难点△ ≤ 20°, △= 85° 极远震（100°～180°）（难点100°～145°）
基本理论
面波的能量主要集中在界面附近或薄层内且随着穿透深 度的增加衰减很快，面波频带范围宽、能量强、传播远。
基本理论
勒夫波（LQ ）
SH波在自由表面重复反射导致相长干涉（相长干涉振幅变大,相消干 涉振幅变小或为零。）形成勒夫波（只出现在水平分量）。 它需要某种速度随深度曾加而形成的导波，它是水平剪切面波。它 的振幅随深度成指数衰减。其传播速度大于层中横波波速，小于层 下横波波速反频散。
震相分析基础及测震台站系统维护
Contents
1
基本理论
2 3 4
近震震相分析 远震震相分析 爆破的识别
5
测震台站系统维护
基本理论
地震波
波：震动的传播 地震波：由于岩石的突然破裂或人工爆炸引起 的地球内部质点振动，这种振动以应力、应变 交互方式向周围传播。地震震源体激发的弹性 波（应力波）。 波动性：地震波在弹性介质中传播符合弹性波 波动方程。传播时具有如衍射等波动性。 粒子性：粒子能量携带，反射、折射…。
震相（浅意）：地震波触及不同介质发生转换 （反 射、折射、绕射、衍射等）显示在地震记录图上的信号 (signal)。
基本理论
震相要素：相位、振幅和周期； 体现地震波记录全貌的震相特征项标志： 到时、初相位（或初动方向，角度）、振幅、 周期（或频率）、波数（一组波列中的振动次 数）、波列形态（脉冲或缓起）、记录持续时间 （一组波列的衰减）、干扰和叠加、干涉效应 （相长干涉和相消干涉）等。 以上是定量描述地震波的基本要素。只有在这时， 我们方能说“看到了”地震波，这是一个可以利 用的地震波。 各种地震波均有自己的震相。地震波是无数震相 的聚合（convergece）。研究地震波是通过分辨、 解释震相名称和读取震相读数实现的。
波，在 70km~90km 范围内的反射波能量最强，这
是由于波在莫霍界面发生全反射造成的。记录图
上的P11，S11远大于PG，SG。
近震震相分析
3 、 120km<△<500km ，随着震中距的增大，首
波将作为第一震相到达，此段内波到达的顺序为
PN ， PG ， P11 ， SN ， SG ， S11 。 PG 的 周 期 为 0.1s~1s ， SG 的 周 期 为 0.5s~2s ， PN 的 周 期 为 0.5s~3s，SN的周期为2s~5s。PG，SG的周期略大 于P11，S11。随着震中距的增大，反射波的能量
长。远震的振动持续时间为几分钟至 1.5 小时，
极远震的振动持续时间为 1.5 小时到几个小时。
浅源远震、极远震的面波及其发育，主要为勒夫
波和瑞利波。
远震震相分析
远震记录特征 远震初至震相为地幔折射波P，远震记录到
的波包括地幔折射波、地表反射波及转换波、
核面反射波及转换波、地核穿透波和面波等。
远震震相分析 极远震记录特征 极远震没有地幔折射波。其初到波分别 为衍射波、内核穿透波和外核穿透波等。 极远震的震相也较为丰富，常识别的主要 震 相 有 Pdif 、 PKIKP 、 PKP1 、 PKP2 、 PP 、 PPP 、 PKS 、 SS 、 SSS 、 SKS 、 SKKS 、 S3KS 等。
由于破裂的不同取向，以及地壳的各向异性， Pn和Pg、Pn和Pn有显著不同
近震震相分析
震中距和深度对首波的制约
浅源地震△≤400km APn﹤APg( ASn﹤ASg ) △﹥400km →1000km,APn→﹥APg ( ASn →﹥ ASg ) △﹥600km （浅源，有些地区要△﹥800km ） Pn,Sn成 为主要震相，其后有发育较好的面波。 原因 1、直达波在各项异性地壳中传播衰减快 2、P,S生成“侵入”震相损失了P和S，而加强了Pn和Sn。 “侵入”震相：P和S波在M界面临界折射角附近折射，侵入 上地幔，却以莫霍面速度（8km/秒）在上地幔中传播, “侵入”震相周期大于Pn周期，随着震级增大还会产生 长周期波。
基本理论
横波:(剪切波)(S)不需体积改变,纯粹剪切， 震 源 体 形 变 产 物 。 线 性 偏 振 。
基本理论 周期：震源尺度 振幅比（N:E):断层走向 横波振幅与纵波振幅的比值反映台站位置相对 主压应力轴的角度
横波更多反映震源的几何情况
基本理论 面波：波动方程在自由表面解，其解称为面波
近震震相分析
近震震相分析 近震是指震中距小于1000km的地震。近震范 围的地震波有直达波、反射波和首波。不同 震中距地震记录的特征不相同。
近震震相分析
上地壳震源模型近震
近震震相分析
下地壳震源模型近震
近震震相分析
近地壳上地幔近震地震波
近震震相分析
地震波在大陆地壳（a）和海洋地壳（b）中传播的理论。 F=震源，U=接受器，OO=地面，CC=康拉德不连续面， MM=莫霍洛维奇不连续面。
地震波深度特征
浅源地震 h<60km P,S,R幅度按一定比例由小到大
中源地震
深源地震
60km≤h≤300km
h>300km
面波幅度逐渐接近S波幅度 面波幅度由接近S波幅度，愈来愈小于S波幅度， P,S波幅度差变小，周期差变小。
基本理论
体波（P,S）： 在地球内部传播的地震波称为地震体波。 体波：波动方程的无限大空间解。 体波：可以认为是“自由波”，它可以在地球内部任意而 自由传播。 速度：由介质决定，周期（T）和波长（λ ）不确定，但
普及的数字记录，同时遵循这种分解合成的过程。
基本理论
地震波与震相的同异：
相同：运动学特征及动力学特征实质是相同的（走时、 周期、振幅、相位…）；
不同：两者的直接表述不同：地震波用波速及能量；震 相用“到时”（或走时）及相对于周期（或频率）的振 幅； 地震波用波动方程来描述，震相用走时方程描述；
基本理论
地震波与震相的三分向表述：
地震波的定量特性必须通过地震仪 3 个分向
的记录。地震波在三分向记录上显示地震动
（vibration）位移矢量或速度、加速度。通过地 震仪 3 个分向分解为 3 个位移分量或速度、加速度 分量，方能进行数学处理，然后合成得结果。这 种分解记录在可见的未来还不会变更。现已逐渐
瑞利波（R）：面波，椭圆偏振，正频散，次生波，自由表面 。 水平速度正频散；
波动和粒子二重性。
基本理论
与地壳相关的地震波：
Pg，Sg：震源在花岗岩层的直达纵波、横 波 ； Pb(P*) ， Sb(S*) ：在康拉德界面（ C 界面）绕射的纵波、 横波，； Pmp(P11) ， SmS(S11) ：在莫霍界面（ M 界面）反射的纵 波、横波； Pn ， Sn ：在莫霍界面（ M 界面）绕射的纵波、横波及 “侵入”地震波： （ P 和 S 波在 M 界面临界折射角附近折射，侵入上地幔，却 以以下莫霍面速度（8km/秒）在上地幔中传播。
是在同一介质内λ /T≡a
T:不影响速度——几乎没有频散
λ ：影响周期（相互影响）
基本理论 纵波：(压缩波)(P),震源体体积和体形状同时 变化的产物。线性偏振。
基本理论
P初动解： 震源机制解 断层面 主压应力 P持续时间： 破裂过程 持续时间 破裂速度
纵波更多反映震源的力学过程
近震震相分析
1、△<60km，通常记录到的地震波只有直达波 PG、SG，由于震中距很小，波的周期很小，通常
PG 的 周 期 约 为 0.05s~0.2s ， SG 的 周 期 为
0.1s~0.5s，记录的时间较短，通常不到1min。
近震震相分析
2 、 60km<△<120km ， 通 常 能 记 录 到 PG ， SG ， P11，S11：当震中距在60km~120km时会出现反射
在一定距离的走时是个速度问题，振幅相对于周期是个 能量问题，但其用词必须分清楚。把地震波描述得再精 细，终究是抽象概念。而震相是个活生生的现实。
基本理论
地震波小结
压缩波（ P ）：体波，振动与传播方向一致，体积和形状（剪 切）都变化，线性偏振，原生波，自由波。没有频散，有散射， 更多体现地震物理过程的力学性质； 剪切波（ S ）：体波，振动与传播方向垂直，纯粹剪切，线性 偏振，原生波，自由波。没有频散，有散射，更多体现震源体 的几何性质； 勒夫波（ L ）：水平剪切波面波，频散，次生波，层状界面。 水平速度负频散；
沿介质表面或层面传播的地震波称为地震面波； 面波不是震源体直接产生的波； 面波局限于某些表面或层位传播，是“不自由” 的“受限制”的； 面波受体波相干、叠加控制； 体波周期和速度与面波的周期、速度没有直接关 系，面波速度依赖于其自身周期——频散。
基本理论 面波反映震源深度和介质分层结构
开始减弱，300km以后，反射波开始不易识别。
近震震相分析
4、500km~1000km：震中距大于500km以后，主要震相 为Pn、Pg、πg、Sn、Sg、Lg1、Lg2.这段的特点为短 周期面波逐渐发育，振幅大，占据记录图的主体位置；
所有震相的周期都明显增大，各波的频率特征展示得
很好。
近震震相分析
远震震相分析
地震波在不同层面的透射反射
远震震相分析
地震波与震相命名小结
纵波以P表示；横波以S表示； 花岗岩中传播的波以“g”示，例：Pg，Sg； 玄武岩中传播的波以“*”或b示， 例：P*,Pb， S*Sb； 上地壳花岗岩层认为是单一介质所以Pg，Sg称为直达波； 源于地幔的地震波为折射波用单一大写字母表示，例： P ， S（将P，S称为远震直达波是不严谨的。）； 透过外核以K 表示，例 PKP， SKS，既 P ，（ S ）波入射外核， 透过仍为P（S）； 透过内核以I表示，例PKIKP，既P波透过外核（K），进入 内核并透过（ I ），再透过外核（ K ）进入地幔（ P ）直到 被仪器记录的地震波（ PKIKP ）。外核为液态所以没有透 过外核的S波。
远震震相分析
Βιβλιοθήκη Baidu
震中距大于10°的地震称为远震，震中距大于 105°的地震称为极远震。当震中距105°时，记录
到地幔折射波与核幔分界面（古登堡面）相切的P、
S波，这是地幔折射波的最后1条射线，以后，地幔
折射波消失，取而代之的是衍射波、地核穿透波等。
远震震相分析
远震震相分析
通常波的传播路程越长、振动持续时间也越
基本理论
地震波分析的意义：
1、迄今为止地震学特别是微观地震学的一切成就几乎都是震波分析 或震相解释的结果，没有震波分析（震相解释）就没有近代地震学； 2、地震观测的核心是震相解释； 3、地震波是透视地球的CT,震相解释是发现地球结构和结构变化的定 量显示（分层结构、核、幔区域结构….）； 4、近震震相是隐伏断层和地壳构造乃至地幔结构的珍视器； 5、震相力学（动力学和运动学）的解释是具有物理意义的地震预报 理论，也是最有效方法； 6、震相解释是灾害预警和防御的有效方法； 7、震相解释还是勘探、考古、刑侦等诸多领域和学科的重要分支和 手段。
基本理论
频散：水平速度对频率的依赖性 面波：波长越长，越容易到达地球深部，水平 速度越高，形成正频散。 面波能量随深度衰减：正比于1/r 体波：没有或仅有可忽略的小频散。其更多表 现为“陡变”或短时子波 体波能量随深度衰减：正比于1/r2
基本理论
震相：具有不同振动性质的地震波（如纵波和横波） 及不同传播路径的地震波（如直达波和反射波）特性在地 震仪频率特性和传播介质（区域场）的双重制约之下出现 在地震记录图上有意义的点位和特定时域的“线域”（符 号）。 这种地震波在地震图上的特定的标志称为震相。 就传播方式讲：体波震相、面波震相； 就路径来讲：有折射、反射和衍射震相； 就震中距来讲：有远震震相，近震震相； 就震源深度来讲：有浅震震相、深震震相等区分。
水平传播的LQ引起的位移。振幅随深度强衰减
基本理论
瑞利波（LR） 源于沿半空间非均匀表面传播的 P波和SV耦合。可存在于任何自 由表面。椭圆偏振。它的振幅随深度成指数衰减，它的运动轨迹 是逆进椭圆，其短轴方向和波的前进方向一致，长轴则垂直于地 面。略小于同一层中的横波速度。
水平传播的LR引起的位移。振幅随深度强衰减
基本理论
地震波时距特征
地方震（0～130,150km) 近震（区域震）（0°～10°) △≤10°, 1.2°≤ △ ≤2.0°, △≥ 5.0° 远震（10°～100°,105°） 难点△ ≤ 20°, △= 85° 极远震（100°～180°）（难点100°～145°）
基本理论