1.2 地震波类型
1.2.1 体波
地壳内岩层发生断裂或错动，首先会在固体介质内部产生从震源向外传播的体波（Body wave）。地球介质，包括表层的岩石和地球深部物质，都不是完全弹性体，但因地球内部有很高的压力，地震波的传播速度很大，波动给介质带来的应力和应变是瞬时的，能量的消耗很小，因此可近似地把地震波看作弹性波（Elastic wave）。
弹性体波分为两类。第一类波为纵波（Longitudinal wave），其性质类似于声波，从断裂处以同等速度向各个方向外传，交替地挤压和拉张所穿过的岩石，使岩石颗粒在波传播的方向上向前和向后运动，如图1.2.1中的上图所示。在地震学中，纵波也称为P波（P为Primary的首字母），能在气体、液体和固体中传播。
图1.2.1 地震P波（纵波）和SV波（横波）运行时弹性岩石运动的形态
第二类波为横波（Transverse wave），其传播速度仅次于P波而第二个到达，因此称为S波（S为Secondary的首字母）。S波传播时岩石颗粒的运动垂直于波的传播方向（图1.2.1中的下图）。当岩石颗粒仅在水平面中运动时，这种S波称为SH波（H为Horizontal的首字母）；当岩石颗粒在包含波传播方向的竖直平面内运动时，这种S波称为SV波（V为Vertical的首字母）。图1.2.1所示的S波即为SV波。
现在来看P波和S波的传播速度。P波和S波的实际传播速度取决于岩石的密度ρ、弹性体积压缩模量K和弹性剪切模量G。当假设地球为均质各向同性弹性体时，纵波波速为
横波波速为
式中：K用来度量介质的可压缩性能，例如，花岗岩和水的K分别约为27GPa和2GPa；G用来度量介质的抵抗剪切能力，花岗岩和水的G分别约为1.6GPa和0，这表明液体水不具有抵抗剪切的能力。对于花岗岩，波速cP＝5500m/s，cS＝3000m/s；对于水，cP＝1500m/s，cS＝0m/s。工程应用中，纵波和横波在近地表岩土层中的传播速度常由现场测试得到，见第3章。
由式（1.2.1）和式（1.2.2）可见，纵波的传播速度比横波要快。当远处发生地震时，设置在地震台的地震仪观测记录上首先到达的是纵波，而后达到的是横波，这就是工程上常把纵波称为P波（初至波），而把横波称为S波（次至波）的原因。S波引起的地面震动常在水平方向上比较强，而且其主要周期一般较长；P波引起的地面震动常在竖向上较强，其主要周期一般较短。
由于S波波速较慢，P波较快，当到达某一观测台站时会产生时间差Δt
图1.2.2所示的一幅地震波走时曲线图中，设观测站A处测得的S波和P波到达时间差Δt为4min25s，在S波和P波两线间寻找符合此时间差的位置，就可依据式（1.2.3）定出该测站到震中的距离Δ，即震中距。Δt会因距震中越远而越大。例如B站处的Δt大于A站。如果有三个以上的测站记录，就可以定出实际震中的位置（分别以各观测台站为圆心、各震中距为半径画3个圆，公共的交点即为震中）。图1.2.3所示的O点为震中。
由于地球内部的强大压力，岩石密度ρ随深度而增大。由于ρ在P波和S波速度公式中的分母项上，表面看来，波速应随其在地球的深度增加而减小。然而，体积模量K和剪切模量G比密度ρ增加得更快。这样，在地球内部，P波和S波波速一般是随深度而增加的，如图1.2.4所示。但当达到地幔内层而岩石处于熔融状态时，G下降至0，S波波速变为零，而P波波速急剧下降。
图1.2.2 地震波的一个走时曲线图
图1.2.3 震源O示意（以点L、M和N为圆心的各圆之交点）
图1.2.4 地球内P波（纵波）和S波（横波）的波速及岩石密度随深度的变化
实际上，地球内部介质具有各向异性，这时，P波和S波向不同方位传播时具有不同的速度。
地壳是由多层岩石构成的，从震源发出的弹性地震波通过分层界面时部分将发生反射（Reflection）和透射（Refraction）。与其他波不同的特点是，当地震波入射到地球内两种不同类型岩石的分界面时，例如一SV波以倾斜角度入射到某界面时，它不但形成一反射的SV波和一透射的SV波，还要产生一反射P波和透射P波，如图1.2.5（a）所示。其原因是，在入射点边界上的岩石不仅受剪切作用还受挤压作用。换句话说，一入射SV波产生4种转换波。由一种波型到另一种波型的波型转换也发生于P波斜入射于内部边界时，会产生反射和透射的P波和SV波。在这种情况下反射和透射的S波总是SV型，这是因为岩石质点总在竖直面内作横向运动。相反，如果入射的S波是水平偏振的SH型，则质点在垂直于入射平面且平行于界面的方向上前后运动，在界面上没有挤压或铅垂方向的变形，这样不会产生新的P波和SV波，只有SH型的一个反射波和一个透射波，如图1.2.5（b）所示。垂直入射的P波在界面上没有剪切分量，只有反射和透射的P波，没有反射的SV波或SH波。同样，垂直入射的SV波在界面上只有反射和透射的SV波，不产生新的P波。
图1.2.5 剪切波在两种类型的岩石界面上的反射和透射
由斯奈尔（Snell）定律，如图1.2.6所示，对入射波和透射波，有
波从下部波速高的介质（波速为cS7）进入波速低的介质（波速为cS6）时出射角θ6小于入射角θ7。一般越接近地表，波速越小。因此，随着通过的岩层界面越多，经过多次透射后地震波的方向越向上弯曲。在靠近地面的相当厚度范围之内，地震波可以看成是垂直向上传播的。这就是在工程抗震计算中，通常假定地震波是由基岩垂直向上入射的原因。
图1.2.6 地震波在层状介质界面上的透射
一些特殊的地震效应可用波的反射进行解释。例如，考虑一S波从深部震源垂直向上传播到地面，假设波动为谐波。在近地表处由于入射波列和反射波列的叠加，使得波的振幅变为2倍，能量变为4倍。造成死亡20余万人的1976年我国唐山地震（7.8级）发生时，在井下工作的煤矿工人仅感到中等摇动，并没有意识到发生了强烈地震。当他们上到地表时，才发现整个城市已变成一片废墟。这个例子也表明了地下结构的震害比地上结构一般要轻。
1.2.2 面波
当P波和S波到达地球表面或层状地质构造面时，在一定条件下会产生不同于体波的面波（Surface wave）。在震源较浅、距离震源较远时，常发育面波。这些波中最重要的是瑞雷（Rayleigh）波，或称瑞利波和洛夫（Love）波，或称勒夫波、乐甫波、乐夫波。它们沿地球表面传播，岩土颗粒的振幅随深度增加而衰减（见1.5.2节）。
洛夫波是地震面波中最简单的一种波型，是以1912年首次描述它的英国科学家Love的名字命名的。如图1.2.7（a）所示，此型的波是由SH波与表面软覆盖层相互作用而产生的，粒子运动仅有水平位移，没有竖向位移，在地面上很类似蛇形运动，粒子在垂直波传播方向上在水平面内从一边运动到另一边。虽然洛夫波不引起地面的竖向运动，但它在地震中是最具破坏性的，因为它常具有很大的振幅，能在建筑物地基下面造成水平剪切。
图1.2.7 面波传播过程中近地表岩土介质的运动
相反，瑞雷波是相当不同的地面运动，这种运动形式被认为是形成地面晃动的主要原因。此型波的波是由P波与SV波与地表相互作用而产生的，岩土颗粒的运动既有水平位移，也有竖向位移，在地面上表现为地滚式运动。1885年首次由英国科学家Rayleigh描述，它是地震波中最像海中重力波的一种波。图1.2.7（b）中瑞雷波向右传播时，粒子是在竖直面内作逆时针方向的运动（而重力波则是粒子在竖直面内作顺时针方向的运动，这一点与瑞雷波相反）。
一般地，瑞雷波的传播速度cR低于横波传播速度cS。图1.2.8给出了P波、S波和Rayleigh波的波速与S波波速的比值随介质泊松比υ的变化。由该图可见，P波、S波和Rayleigh波的传播速度是依次减小的。在实测的地震记录中，最后到达的是瑞雷波，如图1.2.9所示。由图1.2.9可知，从震源首先到达某观测站的第一波是“推和拉”的P波。它一般以陡倾角出射地面，因此造成竖直方向的地面运动。此运动幅度一般相对较小，且比水平摇晃容易经受住，因此通常它不是最具破坏性的波。但是，若某一地区发生直下型的近场地震，则P波运动幅度相当大且包含较多的高频分量。S波的传播速度约为P波的一半，相对强的S波稍晚才到达。S波比P波持续时间长些。地震主要通过P波的作用使建筑物上下颠簸，通过S波的作用使建筑物侧向晃动。
图1.2.8 P波、S波和Rayleigh波的波速与S波波速的比值随介质泊松比的变化
图1.2.9 地震记录波序
正好是S波之后或几乎与S波同时，洛夫波开始到达。地面开始垂直于波动传播方向产生横向摇动。尽管目击者往往声称根据摇动方向可以判定震源方向，但洛夫波使得凭地面摇动的感觉判断震源方向发生困难。下一个是通过地球表面传播的瑞雷波，它使地面在纵向和垂直方向都产生运动。因为面波随着距离比P波或S波衰减要慢，在距震源远时感知的或长时间记录下来的主要是面波。
上述地震记录一般是由地震仪捕获的。现代典型的地震仪如图1.2.10所示，基本上是依据惯性原理设计的。通过附连于重锤上的针笔，在旋转记录纸上可以记录地震动的水平及竖向运动过程。
图1.2.10 地震仪原理示意图
地震记录的最后部分称为尾波（Coda wave）。它是包含着穿过复杂岩石构造的P波、S波、洛夫波和瑞雷波的混合波。尾波中持续的波动旋回对于建筑物的损伤与破坏可能起到落井下石的作用，促使已被早期到达的较强S波削弱的建筑物倒塌。
面波扩展成为长长的尾波是由于波的频散造成的。波速随频率或波长而变化的现象叫做频散（Frequency dispersion）。各种类型的波通过物理性质或尺度变化的介质时都会发生这一效应。细看水塘中的水波显示，较短波长的波纹传播在较长波长的波纹前面。波峰的速度不是常数而取决于波的波长。当一块石头投到水中后，随时间的发展，原来的波开始按波长不同被区分开来，后来较短的波峰和波谷越来越传播到长波的前面。地震面波的传播中具有类似现象。
不同地震波的波长变化很大，长至数千米，短至几十米，这样，地震波很可能发生频散。面波的绝大部分能量在近地表处被捕获，到一定深度后岩石实际已不受面波的影响。这一深度取决于波长，波长越长，波动穿入地球越深。由于地震波速随深度增加，所以长周期（长波长）面波一般比短周期（短波长）面波传播得快些。这种波速的差异使面波发生频散，拉开成长长的波列。但与水波相反，较长的地震面波是先到达的。
同光波、声波和水波类似，体波和面波在传播过程中，当遇到地质构造如孤石或孔隙时还会发生绕射或衍射（Diffraction）。一些地震能量绕过地质构造进行衍射，另一些遇到它们则发生前述的反射和透射。