地震波速度资料是地球的一种十分重要的信息。它不但是地球内部分层的主要依据，也可用来求取密度、弹性常数和压力等其他有关地球物理参数。
1.计算密度ρ的分布
地球介质的密度也是随深度变化的，地球内部的密度分布主要是依据地震波速度推算出来的。在球对称介质中，只要知道了密度随深度的变化率dρ（z）/dz，就可求出密度分布ρ（z）。下面就地球介质的化学组成是否“均匀”，物理状态是否处于“绝热”，分四种情况进行讨论。
（1）均匀、绝热情况
设在深度z处介质的密度为ρ（z），压力为P（z）。由于密度随压力变化，压力又随深度变化，因此有
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
除地壳外，地球内部基本处于静态平衡，因而压力随深度的变化是由自重产生，故
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
式中：r＝R-z；m是r以下地球介质的质量；G为万有引力常数。
现在来分析一下dρ（z）/dP（z）。根据体变模量K的定义
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
不难求得
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
因为
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
两式联立，消去μ，则有
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
将此式连同式（3-33）和式（3-34）代入式（3-32），则得 或
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
这就是著名的亚当—威尔逊（Adam-Williamson）公式。式中φ可由速度分布计算。考虑g的变化很小，约981×104～1089×104g.u.，取其平均值。这时，ρ随深度的变化完全由φ随深度的变化决定。
（2）均匀、非绝热情况
考虑介质非绝热的影响，有
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
式中δ为非绝热影响系数，可以通过实验来测定。
（3）非均匀、绝热情况
考虑介质非均匀的影响，有
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
式中η为非均匀系数。
（4）非均匀、非绝热情况
同时考虑非均匀、非绝热的影响时，有
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
该式是式（3-37）、式（3-38）和式（3-39）的一般形式，当η＝1时，表示介质均匀；当δ＝0时，表示绝热，式（3-41）称为修改的亚当—威尔逊公式。该式是计算地球内部密度变化的基本公式。
应该指出，除亚当—威尔逊公式可计算地球内部密度外，有学者还从另外角度建立了速度和密度的关系。例如，伯奇（Birch，1966）经过实验得出密度ρ与纵波速度vp的经验关系为
ρ=0.768+0.301vρ
式中，vp的单位为km/s，ρ的单位为kg/m3，它适用于沉积岩、花岗岩和橄榄岩，因而可用于地壳和地幔上部介质。
2.计算重力加速度g
地球内部任意一点的重力加速度g，是地球其他所有质量对该点单位质量所施引力之合力（不考虑惯性离心力）。对于球对称介质，距地心为r处的重力加速度g为
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
由于ρ（r）已知，不难算出地球内部g的分布。
计算结果表明，从地表到2400km深处，g的变化很小，为9.85～9.90m/s2，一般视为常数。在核幔边界处，g达到最大，为10.69m/s2 这是因为地核密度突然增大的结果。
在地核内部，随着深度的增加，g逐渐减小，至地心处，g＝0。
3.计算压力P
地球内部莫霍面以下的受力状态可用流体静压力来描述，即
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
其中 。由该式不难算出不同r处的压力梯度。再通过积分，算出不同深度处的压力P（z）。
通过计算得出，地壳底部的压力约为109Pa，地幔底部为1.3×1011Pa，地心的压力可达3.6×1011Pa以上。
4.计算剪切模量μ和体变模量K
地球内部的剪切模量μ和体变模量K，可由vP，vs和ρ（z）直接求得，即
固体地球物理学：地震学、地电学与地热学
根据布伦的速度模型，利用上述方法，计算出的地球内部的密度ρ、重力加速度g、压力P、剪切模量μ和体变模量K的分布结果列于表3-3。图3-19则是这些地球物理参数随深度的变化情况。
图3-19 一些地球物理参数随深度变化的情况
表3-3 布伦的地球内部物理参数表