地震波是地震发生时，地下岩石受到强烈冲击所产生的弹性震动传播波。地震波是弹性波，它能穿过地核，在整个地球传播。由于地震引起的介质振动是以波的形式从震源向地球的各个方向传播，所以要研究地球上任一地点所受地震影响的大小，首先要了解地震是以什么样的波，通过怎样的波动形式传递到地面上，然后才能进一步分析波动在该地的具体地质地形条件下又产生了怎样的变化，也就是通常所说的地震反应。地震波传播过程和场地的地震反应是十分复杂的，由于地壳（特别是工程设施所直接依赖于其上的地壳表层）是十分不均匀和各向异性的，所以波的类型及波动的形式是多种多样的。下面先简单介绍波的类型和运动形式。

（一）波的类型及其运动形式

人们对波的认识主要是从两方面着眼的，一是从波的传播方式，另一是从波的力学属性。根据前一种识别方法，波可分为：① 体波——通过介质体内传播的波；② 面波——通过介质表面或界面传播的波。根据后一种识别方法，波又可分为：压张波——波动介质质点在一次循环振动过程中相继受压和受拉；剪切波——相邻质点在传递振动过程中受往复的剪切作用；扭剪波——介质质点在传递振动过程中受水平或垂直的扭力作用，而这种水平扭摆或垂直摇摆都是在界面上由剪切波产生的偏振波。现将各种波分述如下：

1.体波

体波按其传播介质质点运动的特征，通常可分为纵波和横波两种。

纵波（P波）在介质体内传播时，其质点振动方向与波的传播（前进）方向一致，即通过物体时，物体质点的振动方向与地震波传播的方向一致，传播速度最快，周期短，振幅小，能通过固体、液体和气体传播。因此，质点间的弹性相对位移必然是紧松交替，或者说压缩与拉张相间出现，周而复始。所以，这种波也可叫作压缩波或疏张波，或简称疏密波。地震发生后，纵波最先到达地面，引起地面上下颠簸。

由于任何一种介质（固态、气态、液态）都可以承受不同程度的压缩与拉伸变形，所以纵波可以在所有这些介质中传播。这是纵波的一个重要特性。另外，由于纵波在传播过程中使介质质点产生压张变形（位移），所以在每周期的振动中都不可避免地在介质内部产生符号交替变换的法向应力。这种被动应力对于以有效应力为主导的土体强度来说，有时是一项不可忽视的影响因素。

横波（S波）在介质体内传播时，质点的运动方向与波的前进方向正交，即通过物体时，物体的质点振动方向与地震波传播方向垂直。因此，相邻质点不可避免地产生往复的剪切位移，或者说两质点间承受着剪切作用而发生剪切变形。横波的传播过程就是介质质点不断地受剪切变形的过程，这种变形是在介质不产生任何体积压缩或膨胀条件下进行的，所以它是一种弹性等容剪切变形。这是横波的一项特征。

由于横波在传播过程中完全依赖于介质抗剪刚度，所以它只能在固体介质中传播，而液态与气态介质不能承受剪切作用（理论上抗剪刚度为零），横波难以通过。这是横波的另一重要特性。横波对介质体的剪切作用，如果发生在两层不同刚度的介质的界面（层面）上，就会引起界面两侧质点之间的特殊位移，即所谓剪切波的偏振作用。其结果就产生了两种偏振的波，一种是剪切波的垂直分量（SV波），另一种是剪切波的水平分量（SH波）。这是横波的第三个重要特性。横波在地壳中的传播速度比纵波慢，周期较长，振幅较大，只能通过固体介质传播，比纵波到达地面晚，横波能引起地面摇晃。纵波、横波合成的体波在地球体内部可以向任何方向传播。

2.面波(www.daowen.com)

面波，也称地面波，是指沿着介质表面（地面）传播的波。在地震研究中，它是指体波（纵波或横波）经地层界面多次反射形成的次生波。面波振幅较体波显著，波速比体波小，周期较体波长。利用面波的波散现象，可推算相应地区的地壳和上地幔的结构状况和性质。这种波动实质上是分别以垂直分量和水平分量单独地传播，所以在半空间表面实际上存在着两种波的运动，即瑞利波与乐夫波。

（1）瑞利波（R波）：这是瑞利1887年发现的一种地表面波，因而得名。他认为在弹性半空间表面有可能得出波动方程的第三个解，它是仅限于半空间界面附近的一个有限区域内运动的波。瑞利波的特点是在传播的介质体内，质点的运动仅限于在波的前进方向与自由界面法线方向组成的平面内，其运动轨迹为一椭圆，其运动方向则呈逆行的椭圆运动。但其椭圆的形状又由质点距自由表面的深度而定。

（2）乐夫波（Love波）：这种波是在1911年发现的，它是在层状介质的界面处传播的波。其产生的唯一条件是上下层介质的波速必须有一定的差别，且上者小于下者，其波速即处于两者之间。但人工激发的SH波，不在此限。地表面也是两层介质（地层与大气层）的一个特殊界面，由于空气中的波速常小于地层中的波速，所以地表乐夫波接近于SH波的扭矩分量作用就有可能突出地表现出来。乐夫波的特点是它使质点在做水平方向的波动，因而与波动方向耦合之后就产生了水平扭矩分量，在其传播过程中，介质面（地表）上的物体受有较大的水平扭矩，因而使那些抗扭刚度不足的地面设施易遭毁坏。

另外，界面波是在两个弹性层之间的平界面附近传播的地震波。由于不同的地震波，具有不同的性质和传播特点，因此可以利用地震波来探测地球的内部构造。

（二）地震波的传播和作用

由上所述，地震波的传播通常分为两大类，一类在地球内部传播，即在介质内部传播，如上述的体波，有纵波（P波，压缩波）和横波（S波，剪切波）。它们在地球介质内独立传播，遇到界面时会发生反射和透射。当介质中存在分界面时，在一定的条件下体波会形成相长干涉并叠加产生出一类频率较低、能量较强的次生波，即面波。这一类地震波沿地表面和岩层表面传播，与界面有关，且主要沿着介质的分界面传播，其能量随着与界面距离的增加迅速衰减，因而被称为面波，有上述的瑞利面波和乐夫面波两种类型。瑞利波沿界面传播时，在垂直界面的入射面内各介质质点在其平衡位置附近的运动既有平行于波传播方向的分量，也有垂直于界面的分量，因而质点合成运动的轨迹呈逆进椭圆。乐夫面波传播时，介质质点的运动方向垂直于波的传播方向且平行于界面。通常地震时人们感到颠簸摇晃，这种先颠簸后摇晃就是地震波传播的速度和方式不同造成的。由于地震波分为纵波、横波、瑞利波和乐夫波四种类型，物体内的各部分之间又是相互联系着的。当弹性介质的某一局部受到扰动后，最靠近扰动源的部分首先受到影响。介质由于扰动而引起的变形，将以应力波的形式逐渐扩散到介质的各部位。从上述各类波在介质中传播的速度来看，在离震源较远的观测点应该接收到一地震波列，其到达的先后次序是P波、S波、乐夫面波和瑞利面波。因此，纵波传得快先到地表，速度为7～8 km/s，而横波为4～5 km/s，面波最慢只有3 km/s。由于纵波行进时波形的物理特点引起地面物体上下颠簸，所以使人感到先是上下动。横波慢，后到之，它的波形特点是使物体左右摇晃。所以，人觉得上下动后，左右动，连贯起来便是地震来了先颠簸后摇晃了。

弹性波在物体内传播时，其动力学和运动学特征取决于它所通过的物质的弹性性质和密度，外力作用于一物体的表面，使物体的体积和形状发生变化。由于这种变化，在物体内部就产生了一个与外力相反的内应力，这种内应力（应变）阻止了外应力的作用。物体的弹性，就是物体阻止形变和回复它原来具有的形状和体积的能力。这种能力的大小，即弹性性质通常用物质的弹性模量来表示。弹性固体中波传播的研究有一个悠久而特殊的历史。弹性波方面的早期工作受到一种直到19世纪中叶仍占主导地位的观点的促进，这种观点认为光可以看成是扰动在一种弹性以太（以太是一个陈旧的哲学-物理概念，早已弃之不用）中的传播。19世纪后期，由于弹性波在地球物理领域中的应用，对弹性固体中波的研究的兴趣又浓厚起来，几个有长远意义的贡献尤其是与发现特殊的波传播效应有关系的贡献，可以追溯到1880—1910年之间，这些应归功于瑞利（Rayleigh）、兰姆（Lamb）和乐夫（Love）。从那时起由于需要关于地震现象、勘测技术和核爆炸监测方面更精确的知识，固体中的波传播一直是地震学中一个非常活跃的学科。

目前，世界上最深的钻井只有约10 km深，能直接取样观察的最深矿井仅有3 km深。因此，人们还不能对地球整个内部进行直接观察研究，主要是利用地震波来研究地球的内部结构。

在地球内部地震波传播曲线图上，从地球大陆的地表面往下到33 km深处，横波速度约为4 km/s，纵波速度约为8 km/s。从33 km往下到2 900 km深处，横波速度由4 km/s增快到7 km/s以上，纵波速度由8 km/s左右增快到13 km/s以上。从2 900 km往下到5 000 km深处，横波完全消失，纵波传播速度突然下降到8～10 km/s左右。从5 000 km往下到地心，无横波传播，纵波速度又逐渐增快到11 km/s。从地震波在地球内传播的情况表明，在大陆33 km深处以下，横波和纵波的速度明显加快，证明该处是密度很大的可塑性固体层，因此大陆33 km深处是地震波传播的一个不连续面，这个不连续面是克罗地亚地震学家莫霍洛维奇于1909年发现的，所以叫莫霍面。在2 900 km深处往下，横波完全消失，纵波速度突然下降，证明到了液态层，这个地震波传播的不连续面，是德国地震学家古登堡于1914年最早研究的，所以叫古登堡面。5 000 km以下纵波速度又加快，证明该处是固态层。根据地震波的传播情况，说地球内部构造是不同的物质圈层组成的。据此，人们以莫霍面和古登堡面为分界面，把地球的内部构造划分为地壳、地幔和地核三个圈层，并将地下2 900～5 000 km深处，推测定为液体外核，5 000 km以下到地心推定为铁镍固体内核。因此，利用地震波可以来探测地球内部的构造。