地震波

对地震波分类过程中，人们首先以地震波在地球的传播区域划分为体波和面波。^[1][2] 并且还存在其他的波传播模式，虽然它们在地震波中成分较少，但对地震学来说很重要。

1. 体波是在介质内部传播并穿过地球内部的波。
   

2. 面波是在介质表面传播并通常在地球的分层界面传播的波。面波比体波随距离衰减得更慢。

3. 面波的粒子运动比体波大，所以面波容易造成更多的损伤。
   

1.1 体波

体波是由震源振动直接产生在地球内部传播的地震波。体波的传播受到介质的密度和模量(刚度)影响。介质的密度和模量依赖温度、成分和相态而变化，这与光波的折射类似。体波又可以依据介质粒子运动类型的不同进一步分为P波（Primary waves或Compressiona wave）和S波（Secondary waves或Shear wave）两种类型。

P波

P波是粒子的运动方向与波传播方向一致的地震波，也叫压缩波。它们在地球中的传播速度比其他波快，首先到达地震仪站，因此得名初至波（Primary wave）。它们可以通过任何类型的介质，包括流体中传播，在固体介质中传播速度是S波大概1.7（  ）倍（具体推导过程参见任何一本地震波动力学）。在空气中，它们以声波的形式出现，因此它们以声速传播。 典型速度是：空气中340m/s，水中1450 m/s和花岗岩中约5000 m/s。

S波

S波是粒子的运动方向与波传播方向垂直的地震波，也叫横波（Shear wave）。地震发生后，横波在纵波之后到达地震台，因此叫次达波（Secondary waves）。根据波的偏振方向，S波可以进一步细分为水平偏振的SH波，和垂直偏振的SV波。S波只能通过固体传播，因为流体(液体和气体)不支持剪应力。剪切波不能穿过任何液体介质，^[3]因此，在地球的外核没有S波，意味着是液态。在任意介质中，S波都比P波慢。

1.2 面波

地震面波沿着地表或地球内部界面传播的弹性波，因为它们离表面越远，播速就越小。它们的传播速度比地震体波(P和S波)慢。在大地震中，面波的振幅可以达到几厘米。^[4]面波主要分为瑞雷波（Rayleigh waves）和勒夫波（Love waves ）（分别是为了纪年这两种波的发现者），以及其它小成分的面波。

 瑞雷波

瑞利波（Rayleigh waves），也称为地滚波，是以波纹形式传播的面波，其运动类似于水面上的波(然而，请注意，在浅层的相关粒子运动是逆向的，瑞利波和其他地震波的恢复力是弹性力，而不是水波的重力)。这些波的存在是由约翰·威廉·斯特拉特瑞利勋爵在1885年预测的。它们比体波慢，大约是典型均匀弹性介质中S波速度的90%。在分层介质中(如地壳和上地幔)，瑞利波的速度取决于它们的频率和波长。

勒夫波

爱情波是水平极化的剪切波 (SH波)，只存在于被有限厚度的上层覆盖的半无限介质中。^[5]它们是以英国数学家A.E.H. Love 的名字命名的，他在1911年建立了波的数学模型。它们通常比瑞利波传播速度略快，大约是S波速度的90%，并且具有最大的振幅。

斯通利波

斯通利波波（Stoneley waves ）是一种边界波(或界面波)，它们沿着固-液边界传播，或者在特定条件下，也沿着固-固边界传播。斯通利波的振幅在两个接触介质之间的边界处具有最大值，并且随着每个接触介质的深度呈指数衰减。这些波可以沿着填充了流体的钻孔的边壁产生，是 VS波和Ps震相相干噪声的重要来源，并且构成了声波测井中的低频分量的源。^[6]斯通利波方程最早是由剑桥地震学荣誉教授罗伯特·斯通利博士(1894-1976)提出的。^[7]

地球的自由振荡

地球的自由振荡是驻波，是两个反向传播的面波相互干扰的结果。瑞利波的干涉导致地球的球面震荡S，而勒夫波的干涉导致了环形震荡T 。振荡模式由三个数字指定，比如_nS_l^m ，其中 l是角阶数(或球谐度，请参见球谐函数)。数字m是方位角的顺序号。它可以从- l 到+ l （共有2l+1个值）。编号n是径向顺序号。它表示半径上有 n 个过零点的波。对于球对称地球，给n和l的周期不取决于m 。

球形振荡的例子是涉及整个地球的膨胀和收缩的“呼吸”模式₀S₀，周期约为20分钟；以及包括沿着两个交替方向的膨胀的“橄榄球”模式₀S₂，大约54分钟的周期。模式₀S₁因为它需要改变重心，表明它这需要外力作用。^[1]

两种不同模式的环形震动运动0T1

在基本环形模式中，₀T₁ 代表地球自转率变化，虽然这种情况会发生，但它太慢了，在地震学上没有用。模式 ₀T₂ 描述了北半球和南半球相对于彼此的扭曲，它的周期约为44分钟。^[1]

球形振荡的运动模式0P2。虚线给出节点(零)线。箭头表明运动方向。

首次观测到地球自由振荡是在大1960年智利地震。目前已知成千上万种模式的自由震荡周期，这些数据用于确定地球内部的一些大尺度结构。

1.3 地球地幔和地核中的p波和S波

当地震发生时，震中附近的地震仪能够记录P波和S波，但距离较远的地震仪不再检测到第一轮S波的高频。由于S波不能穿过液体，这种现象现在公认的地球有一个液体的外核的证据，正如理查德·迪克森·奥尔德姆的证明。通过研究月震，这种观测现象也被用来证明月球有一个坚固的核心，不过有些大地测量研究表明核心可能熔化。

波在震源和观测点之间的路径通常被绘制成射线图。下图显示了这方面的一个例子。当考虑反射时，波可以走的路径有无限多种。每条路径都由一组描述地球轨道和相位的字母表示。一般来说，大写字母表示透射波，小写字母表示反射波。但还有两个例外是“g”和“n”^[8][9][10] ，表明不连续性反射的波。

震相图

例如:

• ScP 是一种以S波的形式开始向地球中心传播的波。当到达外核时，波反射为P波。
• sPKIKP 是一条始于S波并向地表移动的波径。在表面上，它反射成纵波。然后，P波穿过外核、内核、外核和地幔。

在当地或附近地震的情况下，纵波和横波的到达时间的差异可以用来确定到地震事件的距离。当全球范围内发生了一个地震，如果有三个或更多地理上不同的观测站(使用共同的时钟)记录P波的到达，则可以计算该事件在地球上的唯一确定的时间和坐标。由于现在布设的台站越来越多，科研人员可以使用几十个甚至几百个纵波到达来计算地震的发生，甚至可以计算震源的发生过程（震源机制）。但实际记录的地震波通常有一些延迟，这些延迟被称为“残差”，远震事件通常有0.5秒或更短的残差，而近震或本地地震则有0.1-0.2秒的残差，这意味着在统一延迟的情况下，大多数记录到的P波到时与计算的震源吻合得比较好。对于地震深度的计算，目前的定位程序首先假设地震事件发生在大约33 千米的深度，然后通过调整深度来使得对所有地震记录的残余最小。大多数地震事件发生在地表到40 千米的深度，但有些地震事件发生在深达700 千米的深度。

一种快速确定200 公里内的震中距的比较粗糙的方法是，取P波和S波的到时差，然后乘以每秒8 公里。当然，现代地震台阵使用更复杂的地震定位技术。

在于远震，第一批到达的P波必须深入地幔，甚至可能折射到地球的外核，然后再返回地震台站所在的地表。相比于直线传播，这种地震波传播得更快，这是由于在地球内部传播时候速度会增加，被称为惠更斯原理。随着深度增加，岩石密度也会增加，但这会降低地震波速（因为高温高压环境），但是岩石弹性模量等特征的增加更多，所以会增加地震波速。因此，较长的路线可能达到的时间更快。

为了计算精确的震源，必须非常精确地计算传播时间。由于P波以每秒数公里的速度传播，如果传播时间的计算结果有了哪怕是半秒钟误差，计算得到的距离可能产生数公里的误差。在实践中，通常使用多台站的P波到时，抵消误差，因此计算出的震中可能有更高精度。当存在密集阵列的传感器（例如加利福尼亚州存在的传感器），则可以提供一公里的精度，当通过地震图波形的互相关直接测量定时时，可以提供更高的精度。

当前对于地震定位的技术已经形成一整套比较成熟的作业，作为地震局及其下属机构的日常工作。

地震发生时，地震仪首先记录到的是P波，但P波振幅较小，要经过一个比较小的时间后（通常几秒到几十秒），S波或面波才会到来，并造成严重破坏。地震预警就是利用地震发生后，P波与S波面波之间的时差。经过粗略计算，距离震源50公里内的地区，会在地震前10秒收到预警信息；90-100公里内的地区，在地震到达前约20多秒收到预警信息。根据数据准确估计震级、震中位置以及快速估计地震对预警目标的影响等。图片引文。^[11]

地震预警系统示意图

地震预警在防震减灾中有重要的意义，短短不到十秒的时间可以有足够的时间进行自救。目前四川成都高新减灾研究所的王敦博士领衔的科研团队在此方面做了相当多的工作。

其他领域分为勘探领域和科研领域。

其中勘探领域，利用人工地震进行石油勘探，关于次方面，是石油工业系统中的重要的工作，具体是利用人工地震（爆炸源，重锤，可控震源，气动震源，电火花震源等），基于地震波对界面的敏感性，利用波的折射反射性质来获取几公里（通常不超过2km）内的石油位置和边界。利用地震寻找矿物的成本过高，一般采用地球物理勘探中的电法和重力法。

科研领域，利用天然地震对地震本身性质的研究（比如前文所述的地震定位，震源破裂过程，断层特征等地下结构特征）以及利用天然地震对非地震区的地下结构成像，比如p波速度结构，S波速度结构，面波速度结构等。其中利用P波及其相关的穿透地幔地核的反射折射波研究地球深部结构，特别是地幔不连续界面，核幔边界，内外核结构等等认识地球特征的研究方向，并且还有利用自然界中的天然低频高频的地振幅的微振动进行地下结构成像以及城市微振动的浅层结构勘察。