1) Multi-pahase
多震相走时
2) Multi-phase inversion
多震相走时反演
3) seismic travel time
地震走时
1.
The evolutionary programming inversion(EPI)of crosshole seismic travel time tomography is a nonlinear and global optimization method.
井间地震走时层析成像的遗传进化反演法是一种全局最优化的非线性反演方法。
4) seismic traveltime
地震波走时
1.
However,it was found that these methods failed to give an accurate representation for seismic traveltime along the interface between different velocity layers when it is applied to near-surface velocity model.
提出了一种改进的地震波走时计算的逆风差分算法,通过考虑首波和散射波的走时,能有效地减小速度值差异较大的近地表地质模型的走时计算误差,准确地描述速度界面上折射波的滑行描述,特别适用于近地表层析成像及地震勘探中的静校正问题。
2.
In this paper, we give a regulariaztion solution for seismic traveltime equation and prove the balution in unigue and stable.
证明了地震波走时方程的正则化解的存在唯一性与稳定性。
5) Near earthquake travel time table
近震走时表
6) seismic traveltime CT
地震走时CT
补充资料：震相
在地震图上显示的性质不同或传播路径不同的地震波组。各种震相在到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等方面都各有它们自己的特征。震相特征取决于震源、传播介质和接收仪器的特性。由于这些波组都有一定的持续时间，所以不同震相的波形互相重叠，产生干涉，使地震图呈现出一幅复杂图形，以致在一般情况下，只能识别震相的起始。地震学的任务之一就是分析、解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相特征测定地震的基本参数，研究震源的力学性质和探讨地球内部构造等。
P震相和S震相 分别代表来自震源的两种体波。在P震相中,质点沿着波的传播方向运动。在震中距为105°的范围以内，P震相是地震图上的初至震相。其后是S震相,它的振幅、周期都比P震相大，质点运动垂直于传播方向。S波可分为 SV和SH两种成分。SV的质点振动限定在竖直的入射面内，而SH的质点振动则在水平方向。
对于浅源近地震，从震源经过地壳上层(花岗岩层)传播到地表的直达波，用圶(或Pg)和埅（或Sg）表示（图1a）。在地壳上下层分界面（康拉德界面C）上传播的首波用P*和S*表示。莫霍界面M上的首波用Pn、Sn表示,该面上的反射波用P11、S11表示。
当震源位于花岗岩中时，在一定距离内可以观测到圶、埅、Pn、Sn、P*、S*、P11、S11等震相。
体波传至地球表面可发生一次或多次反射。在反射时如不改变其波的性质,则反射后的震相分别用PP、PPP、SS、SSS等表示（图1b）。反射后，波的性质也可以发生转换，如SP、PPS等,SP震相表示入射到地表面时为S波，经过反射后转换为P波。
在地核-地幔界面上反射的波用PcP、ScS、PcS、ScP等表示。这类震相可以在近震的地震图上出现，在震中距为30°～40°时甚为显著。它们是研究地核界面的重要震相，如图1b中ScS。
核震相 穿过地核又回到地面的体波称为地核穿透波，相应的震相称为核震相。外核只能传播纵波,以K表示在外核中传播的那部分纵波。PKP (简写为P＇)、SKS（简写为S′）、PKS、SKP分别表示4种不同的地核穿透波（如图1b中SKS、SKP两种）。当地核穿透波在地核界面内反射时用KK表示，于是有SKKS、SKKP。SKPPKP表示 SKP在地球表面的一次反射。这些核震相在地震图上已经被观测到。PKP出现在大于142°的距离上，SKS在震中距大于84°时,出现在S之前，容易与S震相混淆。
地球的内核既能传播纵波，也能传播横波。在内核内部的纵波用I表示，地球内部的横波用 J表示。PKIKP是穿过内核，在传播中没有改变性质而入射到地球表面的P波，PKJKP则表示地震波是以横波的形式穿过内核的（图1b）。
深震相 当震源较深时，从震源发出的体波可以先在震中附近地表反射，然后才到达观测点，并形成另一震相，称为深震相。以小写字母表示在震中附近反射前的波程,如pP、sP、sPS等（图1b）。pP、sP等与P、S的到时差，对震源深度的变化有显著反应，因此这些震相是测定深震震源深度的主要依据。
波动可以限定在表面或空间的一定区域(称为波导)中传播。这类波既存在于地壳中，也存在于地幔中。相应于面波的震相，一般用L表示，LR、Lq分别表示瑞利波和洛夫波。在LR中，质点只在入射面内运动，其运动轨迹为逆进椭圆，既有垂直分量也有水平分量。在Lq中质点运动垂直于入射面，本质上属SH型，它们的速度比S波小。LR波的速度又比Lq小。它们一般是大振幅,长周期，近于正弦波的波列,周期由几秒至几百秒。LR与Lq都具有频散性，频散性主要取决于地壳构造和传播介质的物理参数。大陆地壳和海洋地壳面波的频散性存在较大的差异。
地壳面波不仅是研究大面积内地壳构造的主要依据，而且对解决地震学中的其他问题，如测定震级，计算震源动力学参数等也很有用。
高阶振型面波 除了上述基阶振型面波外，还有高阶振型面波，又称短周期面波，其中主要有M2波和Lg波。M2波是一阶瑞利波，其周期为8～15秒，群速度为3.5～4.5公里／秒。Lg波周期较短（一般为1～6秒）,振幅较大。
对Lg波的形成机制有两种假设，一种认为是洛夫波的二次谐波，因为其群速度频散特征符合于高谐勒夫波；另一种认为它是地壳低速层中的导波，这是因为所有记录到的 Lg震相的振幅都比较大，反映其能量极强,而这是导波的特征。Lg波按速度分为Lg1和Lg2,Lg1的速度3.54公里／秒,Lg2的速度为3.38公里／秒。Lg波只能在大陆性地壳中传播。
面波 在大地震的地震记录图上常常观测到绕地球若干圈的面波，它们的周期一般在几分钟到十分钟之间，相当于波长在1000公里以上，其传播速度和频散受地幔结构的控制。这种波称为地幔波。Rm和 Qm分别表示地幔瑞利波和地幔洛夫波。脚标n为整数,它表示所观测到的地震波绕地球传播的圈数。1960年5月智利大地震,瑞典的乌普萨拉地震台记录到了绕地球20圈的R20和Q20。
此外，还有一些不常见的震相,如漏能式面波PL,导波震相 Pa、Sa、T震相等。它们对研究地球内部构造都有一定用处。
典型地震图上的震相如图2。
P震相和S震相 分别代表来自震源的两种体波。在P震相中,质点沿着波的传播方向运动。在震中距为105°的范围以内，P震相是地震图上的初至震相。其后是S震相,它的振幅、周期都比P震相大，质点运动垂直于传播方向。S波可分为 SV和SH两种成分。SV的质点振动限定在竖直的入射面内，而SH的质点振动则在水平方向。
对于浅源近地震，从震源经过地壳上层(花岗岩层)传播到地表的直达波，用圶(或Pg)和埅（或Sg）表示（图1a）。在地壳上下层分界面（康拉德界面C）上传播的首波用P*和S*表示。莫霍界面M上的首波用Pn、Sn表示,该面上的反射波用P11、S11表示。
当震源位于花岗岩中时，在一定距离内可以观测到圶、埅、Pn、Sn、P*、S*、P11、S11等震相。
体波传至地球表面可发生一次或多次反射。在反射时如不改变其波的性质,则反射后的震相分别用PP、PPP、SS、SSS等表示（图1b）。反射后，波的性质也可以发生转换，如SP、PPS等,SP震相表示入射到地表面时为S波，经过反射后转换为P波。
在地核-地幔界面上反射的波用PcP、ScS、PcS、ScP等表示。这类震相可以在近震的地震图上出现，在震中距为30°～40°时甚为显著。它们是研究地核界面的重要震相，如图1b中ScS。
核震相 穿过地核又回到地面的体波称为地核穿透波，相应的震相称为核震相。外核只能传播纵波,以K表示在外核中传播的那部分纵波。PKP (简写为P＇)、SKS（简写为S′）、PKS、SKP分别表示4种不同的地核穿透波（如图1b中SKS、SKP两种）。当地核穿透波在地核界面内反射时用KK表示，于是有SKKS、SKKP。SKPPKP表示 SKP在地球表面的一次反射。这些核震相在地震图上已经被观测到。PKP出现在大于142°的距离上，SKS在震中距大于84°时,出现在S之前，容易与S震相混淆。
地球的内核既能传播纵波，也能传播横波。在内核内部的纵波用I表示，地球内部的横波用 J表示。PKIKP是穿过内核，在传播中没有改变性质而入射到地球表面的P波，PKJKP则表示地震波是以横波的形式穿过内核的（图1b）。
深震相 当震源较深时，从震源发出的体波可以先在震中附近地表反射，然后才到达观测点，并形成另一震相，称为深震相。以小写字母表示在震中附近反射前的波程,如pP、sP、sPS等（图1b）。pP、sP等与P、S的到时差，对震源深度的变化有显著反应，因此这些震相是测定深震震源深度的主要依据。
波动可以限定在表面或空间的一定区域(称为波导)中传播。这类波既存在于地壳中，也存在于地幔中。相应于面波的震相，一般用L表示，LR、Lq分别表示瑞利波和洛夫波。在LR中，质点只在入射面内运动，其运动轨迹为逆进椭圆，既有垂直分量也有水平分量。在Lq中质点运动垂直于入射面，本质上属SH型，它们的速度比S波小。LR波的速度又比Lq小。它们一般是大振幅,长周期，近于正弦波的波列,周期由几秒至几百秒。LR与Lq都具有频散性，频散性主要取决于地壳构造和传播介质的物理参数。大陆地壳和海洋地壳面波的频散性存在较大的差异。
地壳面波不仅是研究大面积内地壳构造的主要依据，而且对解决地震学中的其他问题，如测定震级，计算震源动力学参数等也很有用。
高阶振型面波 除了上述基阶振型面波外，还有高阶振型面波，又称短周期面波，其中主要有M2波和Lg波。M2波是一阶瑞利波，其周期为8～15秒，群速度为3.5～4.5公里／秒。Lg波周期较短（一般为1～6秒）,振幅较大。
对Lg波的形成机制有两种假设，一种认为是洛夫波的二次谐波，因为其群速度频散特征符合于高谐勒夫波；另一种认为它是地壳低速层中的导波，这是因为所有记录到的 Lg震相的振幅都比较大，反映其能量极强,而这是导波的特征。Lg波按速度分为Lg1和Lg2,Lg1的速度3.54公里／秒,Lg2的速度为3.38公里／秒。Lg波只能在大陆性地壳中传播。
面波 在大地震的地震记录图上常常观测到绕地球若干圈的面波，它们的周期一般在几分钟到十分钟之间，相当于波长在1000公里以上，其传播速度和频散受地幔结构的控制。这种波称为地幔波。Rm和 Qm分别表示地幔瑞利波和地幔洛夫波。脚标n为整数,它表示所观测到的地震波绕地球传播的圈数。1960年5月智利大地震,瑞典的乌普萨拉地震台记录到了绕地球20圈的R20和Q20。
此外，还有一些不常见的震相,如漏能式面波PL,导波震相 Pa、Sa、T震相等。它们对研究地球内部构造都有一定用处。
典型地震图上的震相如图2。
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
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