s波碰到液体会发生什么现象 全反射 散射 转化为p波 变成热量

　　导语：地震波是指在地震发生的时候，地下岩层断裂错位释放出巨大的能量，产生一种向四周传播的弹性波。那么，地震波的类型及传播特点是什么？地震波分类与传播特点有哪些？下面是我精心准备的内容希望对大家有所帮助！

　　地震波的类型及传播特点是什么、

　　地震波的类型

　　地震波主要分为表面波和实体波着2种。表面波只在地表传递，实体波能穿越地球内部。

　　实体波（Body Wave）：在地球内部传递，又分成P波和S波两种。

　　P波：P代表主要（Primary）或压缩（Pressure），为一种纵波，粒子振动方向和波前进方平行，在所有地震波中，前进速度最快，也最早抵达。P波能在固体、液体或气体中传递。

　　S波：S意指次要（Secondary）或剪力（Shear），前进速度仅次于P波，粒子振动方向垂直于波的前进方向，是一种横波。S波只能在固体中传递，无法穿过液态外地核。

　　利用P波和S波的传递速度不同，利用两者之间的走时差，可作简单的地震定位。

　　表面波（Surface Wave）：浅源地震所引起的表面波最明显。表面波有低频率、高震幅和具频散（Dispersion）的特性，只在近地表传递，是最有威力的地震波。

　　勒夫波（Love Wave）：粒子振动方向和波前进方向垂直，但振动只发生在水平方向上，没有垂直分量，类似于S波，差别是侧向震动振幅会随深度增加而减少。

　　瑞利波（Rayleigh wave）：又称为地滚波，粒子运动方式类似海浪，在垂直面上，粒子呈逆时针椭圆形振动，震动振幅一样会随深度增加而减少。

　　地震波的传播特点

　　地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米／秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。横波是剪切波：在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。

　　地震学的主要内容之一就是研究地震波所带来的信息。地震波是一种机械运动的传布，产生于地球介质的弹性。它的性质和声波很接近，因此又称地声波。但普通的声波在流体中传播，而地震波是在地球介质中传播，所以要复杂得多，在计算上地震波和光波有些相似之处。

　　地震开始发生的地点称为震源，震源正上方的地面称为震中。破坏性地震的地面振动最烈处称为极震区，极震区往往也就是震中所在的地区。地震常常造成严重人员伤亡，能引起火灾、水灾、有毒气体泄漏、细菌及放射性物质扩散，还可能造成海啸、滑坡、崩塌、地裂缝等次生灾害。

　　我国著名地震

　　西藏墨脱地震发生于1950年8月15日，地震震级为8.5级。波及范围很大。建筑物倒塌严重。山崖崩垮，山峰崩颓十之九。道路毁坏，交通断绝，地形改观，河道改易。震前半年左右有6级前震。这是中华人民共和国成立后境内最大的一次地震。

　　广东河源地震发生于1962年3月19日。地震震级为6.1级,是中国第一个水库诱发地震。地震前几年内小震甚多，但临震前17天内小震突然变得很少，小震的震源深度在临震前有加深的现象。

　　河北邢台地震发生于1966年3月。地震活动属于震群型。3月8日在隆尧县的马兰村一带发生了6.8级地震；3月22日在宁晋县的东汪镇一带又发生7.2级地震；3月26日在宁晋县的百尺口一带再次发生6.2级地震。这3次较大地震的震中位置相距不远，并依次向东北方向迁移。这次地震活动拉开了华北地区20世纪地震高潮活动的序幕。邢台地震发生后，中国的地震科学研究进入了以地震预报研究为主的阶段。

全球地震分布区， 1963年–1998年
地球，可分为三层。中心层是地核，地核主要是由铁元素组成；中间是地幔；外层是地壳。地震一般发生在地壳之中。地壳内部在不停地变化，由此而产生力的作用（即内力作用），使地壳岩层变形、断裂、错动，于是便发生地震。超级地震指的是震波极其强烈的大地震。但其发生占总地震7%~21%,破坏程度是原子弹的数倍，所以超级地震影响十分广泛，也是十分具有破坏力的。　 　　地震，是地球内部发生的急剧破裂产生的震波，在一定范围内引起地面振动的现象。地震（earthquake)就是地球表层的快 全球板块运动
速振动，在古代又称为地动。它就像海啸、龙卷风、冰冻灾害一样，是地球上经常发生的一种自然灾害。大地振动是地震最直观、最普遍的表现。在海底或滨海地区发生的强烈地震，能引起巨大的波浪，称为海啸。地震是极其频繁的，全球每年发生地震约五百五十万次。 　　地震常常造成严重人员伤亡，能引起火灾，水灾，有毒气体泄漏，细菌及放射性物质扩散，还可能造成海啸，滑坡，崩塌，地裂缝等次生灾害。 　　地震波发源的地方，叫作震源(focus)。震源在地面上的垂直投影，地面上离震源最近的一点称为震 中国地震火山带分布
中。它是接受振动最早的部位。震中到震源的深度叫作震源深度。通常将震源深度小于60公里的叫浅源地震，深度在60-300公里的叫中源地震，深度大于300公里的叫深源地震。对于同样大小的地震，由于震源深度不一样，对地面造成的破坏程度也不一样。震源越浅，破坏越大，但波及范围也越小，反之亦然。 　　破坏性地震一般是浅源地震。如1976年的唐山地震的震源深度为12公里。 　　破坏性地震的地面振动最烈处称为极震区，极震区往往也就是震中所在的地区。 　　观测点距震中的距离叫震中距。震中距小于100公里的地震称为地方震，在100-1000公里之间的地震称为近震，大于1000公里的地震称为远震，其中，震中距越长的地方受到的影响和破坏越小。 　　地震所引起的地面振动是一种复杂的运动，它是由纵波和横波共同作用的结果。在震中区，纵波使地面上下颠动。横波使地面水平晃动。由于纵波传播速度较快，衰减也较快，横波传播速度较慢，衰减也较慢，因此离震中较远的地方，往往感觉不到上下跳动，但能感到水平晃动。 　　当某地发生一个较大的地震时，在一段时间内，往往会发生一系列的地震，其中最大的一个地震叫做主震，主震之前发生的地震叫前震，主震之后发生的地震叫余震。 　　地震具有一定的时空分布规律。 　　从时间上看，地震有活跃期和平静期交替出现的周期性现象。 　　从空间上看，地震的分布呈一定的带状，称地震带。就大陆地震而言，主要集中在环太平洋地震带和地中海—喜马拉雅地震带两大地震带。太平洋地震带几乎集中了全世界80%以上的浅源地震（0千米～60千米），全部的中源（60千米～300千米）和深源地震（>300千米），所释放的地震能量约占全部能量的80%。
编辑本段地震图片
　　 地震后，埋在废墟中的人

编辑本段规模
　　目前衡量地震规模的标准主要有震级和烈度两种。
地震震级
　　地震震级是根据地震时释放的能量的大小而定的。一次地震释放的能量越多，地震级别就越大。目前人类有记录的震级最大的地震是1960年5月21日智利发生的9.5级地震，所释放的能量相当于一颗1800万吨炸药量的氢弹，或者相当于一个100万千瓦的发电厂40年的发电量。这次汶川地震所释放的能量大约相当于90万吨炸药量的氢弹，或100万千瓦的发电厂2年的发电量。 　　目前国际上一般采用美国地震学家查尔斯·弗朗西斯·芮希特和宾诺·古腾堡（Beno Gutenberg）于1935年共同提出的震级划分法，即现在通常所说的里氏地震规模。里氏规模是地震波最大振幅以10为底的对数，并选择距震中100千米的距离为标准。里氏规模每增强一级，释放的能量约增加32倍，相隔二级的震级其能量相差1000 (~ 32 × 32)倍。 　　小于里氏规模2.5的地震，人们一般不易感觉到，称为小震或者是微震；里氏规模2.5-5.0的地震，震中附近的人会有不同程度的感觉，称为有感地震，全世界每年大约发生十几万次；大于里氏规模5.0的地震，会造成建筑物不同程度的损坏，称为破坏性地震。里氏规模4.5以上的地震可以在全球范围内监测到。有记录以来，历史上最大的地震是发生在1960年5月22日19时11分南美洲的智利，根据美国地质调查所，里氏规模竟达9.5。
地震烈度
　　 中国百年大地震一览图
同样大小的地震，造成的破坏不一定是相同的；同一次地震，在不同的地方造成的破坏也不一样。为了衡量地震的破坏程度，科学家又“制作”了另一把“尺子”一一地震烈度。在中国地震烈度表上，对人的感觉、一般房屋震害程度和其他现象作了描述，可以作为确定烈度的基本依据。影响烈度的因素有震级、震源深度、距震源的远近、地面状况和地层构造等。 　　一般情况下仅就烈度和震源、震级间的关系来说，震级越大震源越浅、烈度也越大。一般来讲，一次地震发生后，震中区的破坏最重，烈度最高；这个烈度称为震中烈度。从震中向四周扩展，地震烈度逐渐减小。所以，一次地震只有一个震级，但它所造成的破坏，在不同的地区是不同的。也就是说，一次地震，可以划分出好几个烈度不同的地区。这与一颗炸弹爆后，近处与远处破坏程度不同道理一样。炸弹的炸药量，好比是震级；炸弹对不同地点的破坏程度，好比是烈度。 　　例如，1990年2月10日，常熟-太仓发生了5.1级地震，有人说在苏州是4级，在无锡是3级，这是错的。无论在何处，只能说常熟-太仓发生了5.1级地震，但这次地震，在太仓的沙溪镇地震烈度是6度，在苏州地震烈度是4度，在无锡地震烈度是3度。还有就是2008年5月12日的四川汶川发生了8级大地震，造成了很大的损失。 　　在世界各国使用的有几种不同的烈度表。西方国家比较通行的是改进的麦加利烈度表，简称M.M.烈度表，从1度到12度共分12个烈度等级。日本将无感定为0度，有感则分为I至Ⅶ 度，共8个等级。前苏联和中国均按12个烈度等级划分烈度表。中国1980年重新编订了地震烈度表（见表）。 　　中国地震烈度表 　　1度：无感－仅仪器能记录到 　　2度：微有感－特别敏感的人在完全静止中有感 　　3度：少有感－室内少数人在静止中有感，悬挂物轻微摆动 　　4度：多有感－室内大多数人，室外少数人有感，悬挂物摆动，不稳器皿作响 　　5度：惊醒－室外大多数人有感，家畜不宁，门窗作响，墙壁表面出现裂纹 　　6度：惊慌－人站立不稳，家畜外逃，器皿翻落，简陋棚舍损坏，陡坎滑坡 　　7度：房屋损坏－房屋轻微损坏，牌坊，烟囱损坏，地表出现裂缝及喷沙冒水 　　8度：建筑物破坏－房屋多有损坏，少数破坏路基塌方，地下管道破裂 　　9度：建筑物普遍破坏－房屋大多数破坏，少数倾倒，牌坊，烟囱等崩塌，铁轨弯曲 　　10度：建筑物普遍摧毁－房屋倾倒，道路毁坏，山石大量崩塌，水面大浪扑岸 　　11度：毁灭－房屋大量倒塌，路基堤岸大段崩毁，地表产生很大变化 　　12度：山川易景－一切建筑物普遍毁坏，地形剧烈变化动植物遭毁灭。 　　例如，1976年唐山地震，震级为7.6级，震中烈度为十一度；受唐山地震的影响，天津市地震烈度为八度，北京市烈度为六度，再远到石家庄、太原等就只有四至五度了。1920年海原地震，是我国历史上唯 　　一被定为12度的地震。
编辑本段地震分布
时间分布
　　 08-08-31世界地震情况
地震活动在时间上具有一定的周期性。表现为在一定时间段内地震活动频繁，强度大，称为地震活跃期；而另一时间段内地震活动相对来讲频率少，强度小，称为地震平静期。
地理分布
　　地理分布——地震带 　　地震的地理分布受一定的地质条件控制，具有一定的规律。地震大多分布在地壳不稳定的部位，特别是板块之间的消亡边界，形成地震活动活跃的地震带。全世界主要有三个地震带： 　　一是环太平洋地震带，包括南、北美洲太平洋沿岸，阿留申群岛、堪察加半岛，千岛群岛、日本列岛，经台湾再到菲律宾转向东南直至新西兰，是地球上地震最活跃的地区，集中了全世界80%以上的地震。本带是在太平洋板块和美洲板块、亚欧板块、印度洋板块的消亡边界，南极洲板块和美洲板块的消亡边界上。 　　二是欧亚地震带，大致从印度尼西亚西部，缅甸经中国横断山脉，喜马拉雅山脉，越过帕米尔高原，经中亚细亚到达地中海及其沿岸。本带是在亚欧板块和非洲板块、印度洋板块的消亡边界上。 　　三是中洋脊地震带，包含延绵世界三大洋（即太平洋、大西洋和印度洋）和北极海的中洋脊。中洋脊地震带仅含全球约5﹪的地震，此地震带的地震几乎都是浅层地震。
中国的震区
　　中国地震主要分布在五个区域：台湾地区、西南地区、西北地区、华北地区、东南沿海地区和23条大小地震带上。
编辑本段地震现象
　　地震发生时，最基本的现象是地面的连续振动，主要特征是明显的晃动。 　　极震区的人在感到大的晃动之前，有时首先感到上下跳动。这是因为地震波从地内向地面传来，纵波首先到达的缘故。横波接着产生大振幅的水平方向的晃动，是造成地震灾害的主要原因。1960年智利大地震时，最大的晃动持续了3分钟。地震造成的灾害首先是破坏房屋和建筑物，如1976年中国河北唐山地震中，70%～80%的建筑物倒塌，人员伤亡惨重。 　　地震对自然界景观也有很大影响。最主要的后果是地面出现断层和地震裂缝。大地震的地表断层常绵延几十至几百千米，往往具有较明显的垂直错距和水平错距，能反映出震源处的构造变动特征（见浓尾大地震，旧金山大地震）。但并不是所有的地表断裂都直接与震源的运动相联系，它们也可能是由于地震波造成的次生影响。特别是地表沉积层较厚的地区，坡地边缘、河岸和道路两旁常出现地裂缝，这往往是由于地形因素，在一侧没有依托的条件下晃动使表土松垮和崩裂。地震的晃动使表土下沉，浅层的地下水受挤压会沿地裂缝上升至地表，形成喷沙冒水现象。大地震能使局部地形改观，或隆起，或沉降。使城乡道路坼裂、铁轨扭曲、桥梁折断。在现代化城市中，由于地下管道破裂和电缆被切断造成停水、停电和通讯受阻。煤气、有毒气体和放射性物质泄漏可导致火灾和毒物、放射性污染等次生灾害。在山区，地震还能引起山崩和滑坡，常造成掩埋村镇的惨剧。崩塌的山石堵塞江河，在上游形成地震湖。1923年日本关东大地震时，神奈川县发生泥石流，顺山谷下滑，远达5千米。
编辑本段成因和类型
　　地震分为天然地震和人工地震两大类。此外，某些特殊情况下也会产生地震，如大陨石冲击地面(陨石冲击地震)等。引起地球表层振动的原因很多，根据地震的成因，可以把地震分为以下几种：
构造地震
　　由与地下深处岩石破裂、错动把长期积累起来的能量急剧释放出来，以地震波的形式向四面八方传播出去，到地面引起的房摇地动称为构造地震。这类地震发生的次数最多，破坏力也最大，占全世界地震的90%以上。
火山地震
　　由于火山作用，如岩浆活动、气体爆炸等引起的地震称为火山地震。只有在火山活动区才可能发生火山地震，这类地震只占全世界地震的7%左右。
塌陷地震
　　由于地下岩洞或矿井顶部塌陷而引起的地震称为塌陷地震。这类地震的规模比较小，次数也很少，即使有，也往往发生在溶洞密布的石灰岩地区或大规模地下开采的矿区。
诱发地震
　　由于水库蓄水、油田注水等活动而引发的地震称为诱发地震。这类地震仅仅在某些特定的水库库区或油田地区发生。
人工地震
　　地下核爆炸、炸药爆破等人为引起的地面振动称为人工地震。人工地震是由人为活动引起的地震。如工业爆破、地下核爆炸造成的振动；在深井中进行高压注水以及大水库蓄水后增加了地壳的压力，有时也会诱发地震。
编辑本段成因新说
　　地震核变成因论 　　地震是地幔中核变的及时效应在地壳上的表象。 　　地幔的长期沉淀、析出、分层，在地球深处形成较纯净的核裂变（如铀等）物质圈，同时由于地幔的长期析出或内部物质的生成析出或地幔对地表的液态、气态物质（如海水、石油、空气等）的吸入、热解，在地幔的上层（地幔、地壳之间）聚集了较为纯净的核聚变物质（如氢等）。地幔的对流造成核裂变物质相遇，以超过临界体积，发生核裂变，（如果此时附近存有核聚变物质）进而引发核聚变，产生瞬间极速膨胀，反弹地壳产生纵波，纵波拉伸地壳产生横波。（本章内容在尚未得到权威认可之前，切不可用于相关考试的答案）
编辑本段相关知识
　　我们最熟悉的波动是观察到水波。当向池塘里扔一块石头时水面被扰乱，以石头入水处为中心有波纹向外扩展。这个波列是水波附近的水的颗粒运动造成的。然而水并没有朝着水波传播的方向流；如果水面浮着一个软木塞，它将上下跳动，但并不会从原来位置移走。这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。这样，水波携带石击打破的水面的能量向池边运移并在岸边激起浪花。地震运动与此相当类似。我们感受到的摇动就是由地震波的能量产生的弹性岩石的震动。 　　第一类波的物理特性恰如声波。声波，乃至超声波，都是在空气里由交替的挤压(推)和扩张(拉)而传递。因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩，同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传，交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动，换句话说，这些颗粒的运动是垂直于波前的。向前和向后的位移量称为振幅。在地震学中，这种类型的波叫P波，即纵波，它是首先到达的波。 　　弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。地震产生这种第二个到达的波叫S波。在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。因为S波涉及剪切而不是挤压，使岩石颗粒的运动横过运移方向。这些岩石运动可在一垂直向或水平面里，它们与光波的横向运动相似。P和S波同时存在使地震波列成为具有独特的性质组合，使之不同于光波或声波的物理表现。因为液体或气体内不可能发生剪切运动，S波不能在它们中传播。P和S波这种截然不同的性质可被用来探测地球深部流体带的存在。 　　S波具有偏振现象，只有那些在某个特定平面里横向振动(上下、水平等)的那些光波能穿过偏光透镜。穿过的光波称之为平面偏振光。太阳光穿过大气是没有偏振的，即没有光波振动的优选的横方向。然而晶体的折射或通过特殊制造的塑料如偏光眼睛，可使非偏振光成为平面偏振光。 　　当S波穿过地球时，它们遇到构造不连续界面时会发生折射或反射，并使其振动方向发生偏振。当发生偏振的S波的岩石颗粒仅在水平面中运动时，称为SH波。当岩石颗粒在含波传播方向的竖直平面里运动时，这种S波称为SV波。 　　大多数岩石，如果不强迫它以太大的振幅振动，具有线性弹性，即由于作用力而产生的变形随作用力线性变化。这种线性弹性表现称为服从虎克定律，是以与牛顿同时代的英国数学家罗伯特·虎克(1635~1703年)而命名的。相似的，地震时岩石将对增大的力按比例地增加变形。在大多数情况下，变形将保持在线弹性范围，在摇动结束时岩石将回到原来位置。然而在地震事件中有时发生重要的例外表现，例如当强摇动发生于软土壤时，会残留永久的变形，波动变形后并不总能使土壤回到原位，在这种情况下，地震烈度较难预测。 　　弹性的运动提供了极好的启示，说明当地震波通过岩石时能量是如何变化的。与弹簧压缩或伸张有关的能量为弹性势，与弹簧部件运动有关的能量是动能。任何时间的总能量都是弹性能量和运动能量二者之和。对于理想的弹性介质来说，总能量是一个常数。在最大波幅的位置，能量全部为弹性势能；当弹簧振荡到中间平衡位置时，能量全部为动能。我们曾假定没有摩擦或耗散力存在，所以一旦往复弹性振动开始，它将以同样幅度持续下去。这当然是一个理想的情况。在地震时，运动的岩石间的摩擦逐渐生热而耗散一些波动的能量，除非有新的能源加进来，像振动的弹簧一样，地球的震动将逐渐停息。对地震波能量耗散的测量提供了地球内部非弹性特性的重要信息，然而除摩擦耗散之外，地震震动随传播距离增加而逐渐减弱现象的形成还有其他因素。 　　由于声波传播时其波前面为一扩张的球面，携带的声音随着距离增加而减弱。与池塘外扩的水波相似，我们观察到水波的高度或振幅，向外也逐渐减小。波幅减小是因为初始能量传播越来越广而产生衰减，这叫几何扩散。这种类型的扩散也使通过地球岩石的地震波减弱。除非有特殊情况，否则地震波从震源向外传播得越远，它们的能量就衰减得越多。
编辑本段地震之最
　　注：3月11日的日本西太平洋9.0级巨大地震也是矩震级，准确的说是Mw9.0级，参见USGS（美国地质调查局）和EMSC（欧洲地中海地震中心），本震级排名也是根据上述两个机构的震级数据排列的。现在全球的地震研究机构在表述地震能量释放时，大部分都已经用Mw(改进后的矩震级)代替了传统的里氏震级和矩震级的称呼，不过这只在地震科学研究中使用，新闻媒体依然惯用里氏震级的说法。 　　矩震级达到8.6级的11次大地震　 　　1.智利大地震(1960年5月21日)：矩震级9.5级。发生在智利中部海域，并引发海啸及火山爆发。此次地震共导致5000人死亡，200万人无家可归。 　　2. 美国阿拉斯加大地震(1964年3月28日)：矩震级9.2级。此次引发海啸，导致125人死亡，财产损失达3.11亿美元。阿拉斯加州大部分地区、加拿大育空地区及哥伦比亚等地都有强烈震感。 　　3.印度尼西亚苏门答腊大地震(2004年12月26日)：矩震级9.1级，发生在位于印度尼西亚苏门答腊岛上的亚齐省。地震引发的海啸席卷斯里兰卡、泰国、印度尼西亚及印度等国，导致约30万人失踪或死亡。 　　4.日本福岛大地震（2021年3月11日）：矩震级9.0级。震中位于宫城县以东130公里以外的太平洋海域，震源深度20公里。根据日本官方统计（截止4月14日19时），日本东北部海域发生的强震及其引发的海啸已确认造成13498人死亡，14734人失踪。　 　　5.俄罗斯堪察加半岛大地震（1954年11月4日）：矩震级9.0级。震中位于堪察加半岛南部近海。 　　6.厄瓜多尔大地震(1906年1月31日)：矩震级8.8级。约1000人在此次地震中遇难，地震引发了大约5米高的海啸冲击了厄瓜多尔海岸，大约500人死于这次海啸中。 　　7.智利大地震（2021年2月27日）矩震级8.8级。震源35公里，这次地震至少造成521人死亡， 59人失踪， 12000 人受伤。　 　　8.美国阿拉斯加大地震(1965年2月4日)：矩震级8.7级。震中位于阿拉斯加安德烈亚诺夫群岛的埃达克岛附近。 　　9.印度尼西亚苏门答腊大地震(2005年3月28日)：矩震级8.6级。震中位于印度尼西亚苏门答腊岛北部近海，震源30公里，共造成1313人死亡。 　　10. 美国阿拉斯加大地震(1957年3月9日)：矩震级8.6级。震中位于阿拉斯加安德烈亚诺夫群岛的埃达克岛近海，与1965年阿拉斯加8.7级地震震中位置非常接近。　 　　11. 中国西藏墨脱大地震(1950年8月15日)：矩震级8.6级。2000余座房屋及寺庙被毁。中国雅鲁藏布江及印度布拉马普特拉河损失最为惨重，至少有1500人死亡。 　　地震数据之最 　　●世界震级最大的是2021年3月11日的东日本大地震（里氏排名） 　　●中国震级最大的是1950年8月15日的西藏8.6级地震 　　●死亡人数最多的是1201年7月发生在地中海东部的地震，死亡110万人 　　●地震损失最大的是2021年3月11日的东日本大地震，损失金额估计在1220亿至2350亿美元(约合人民币8000亿元到1.5万亿元)之间

地震波主要分为两种，一种是表面波，一种是实体波。表面波只在地表传递，实体波能穿越地球内部。
实体波(Body Wave)：在地球内部传递，又分成P波和S波两种。
P波：P代表主要（Primary）或压缩（Pressure），为一种纵波，粒子振动方向和波前进方平行，在所有地震波中，前进速度最快，也最早抵达。P波能在固体、液体或气体中传递。
S波：S意指次要（Secondary）或剪力（Shear），前进速度仅次于P波，粒子振动方向垂直于波的前进方向，是一种横波。S波只能在固体中传递，无法穿过液态外地核。
利用P波和S波的传递速度不同，利用两者之间的走时差，可作简单的地震定位。
表面波（Surface Wave）：浅源地震所引起的表面波最明显。表面波有低频率、高震幅和具频散(Dispersion)的特性，只在近地表传递，是最有威力的地震波。
洛夫波（Love Wave）：粒子振动方向和波前进方向垂直，但振动只发生在水平方向上，没有垂直分量。
雷利波（Rayleigh wave）：又称为地滚波，粒子运动方式类似海浪，在垂直面上，粒子呈逆时针椭圆形振动。
地震定位
S-P波走时差：
地震发生后，P波和S波会以不同的速度向外传递，随着距离的不同，P波和S波抵达的时间差也会不同。我们已知P波和S波波速，利用下列公式即可求出测站距离震中距离。
t=(r/Vs)-(r/Vp)
t=走时差
Vs=S波速度
Vp=P波速度
r=震中和测站距离
将每个测站的结果，以离震中距离为半径，测站为圆心画圆，当测站数目足够时，这些圆会交为同一点，即可求得震中。
P波抵达时间：
S-P波走时曲线的定位原理非常浅显易懂，但是在实际状况中，要精确的判定P波的抵达时间远比S波容易。在一般情况下，P波信号的强度远大于背景噪声，能轻易的判定，而S波的波速低于P波，造成判断S波的抵达时间会受到P波的干扰而出现误差。
使用P波抵达时间定位时，会采用多个测站的P波抵达时间，配合地壳的P波波速模型，利用逆推原理来判定震中。在这种情况下，地壳的速度模型就扮演重要的角色，然而地壳的组成复杂，地质构造也会影响波速，地震定位的精确性仍有很大的进步空间。
双差分定位：
理论上，如果两个地震的震源靠近，震源机制解相同，两个地震抵达同一测站的地震波会有相似的波形。根据这个原理，比较震源相近的地震波波型，求得两个地震的走时差，并利用这个数值修正地震之间的相对位置，可以获得地震的精确位置。

S波（S-wave，secondary wave）是二种体波（体波的命名是因为此波穿越地球内部，相对于体波的是表面波）中之一。它是因地震而产生的，被地震仪记录下来。命名为S波（secondary wave）是因为它的速度仅次于P波（最快的地震波）。S波的S也可以代表剪切波（shear wave），因为S波是一种横波，地球内部粒子的震动方向与震波能量传递方向是垂直的。S波与P波不同的是，S波无法穿越外地核。所以S波的阴影区正对着地震的震源。
S波移动时是剪切波或横波，因此其运动方向与波的传播方向是垂直的，若要形象地描述S波，可以认为S波是挥动绳子时，绳子上传播的波，这与P波是不同的。P波是一种纵波，纵波就如振动的弹簧上传播的波，其形态就像蠕虫一样。S波通过弹性介质移动，而主要的恢复力来自于剪切效应。这些波是不发散的，遵守不可压缩介质的连续性方程：vxu=0

P波（P-wave or primary wave）是二种体波（体波的命名是因为此波穿越地球内部，相对于体波的是表面波，另一种体波是S波（secondary wave）中的一种。P波意指（primary wave）或是压力波（pressure wave）。在所有地震波中，P波拥有最快的传递速度，因此地震发生时，P波是最早抵达测站，并被地震仪纪录下来的地震波，这也是P波名称的由来。P波的P也能代表压力（pressure），来自于其震动传递类似声波，属于纵波的一种（或疏密波），传递时介质的震动方向与震波能量的传播方向平行。
P波阴影区（fromUSGS）
对于地球内部构造的了解和推论，大部分是借由观测地震波中的体波。地震波在不同介质有不同传播时间和路径，在介质交界面时会产生反射、折射，以及相位的改变，地震学家利用这些特性来获得地球内部资讯。当体波穿越地球液态层时，P波在经过下部地函与外地核时会稍许折射。造成P波在104°至140°间[1]会有阴影区，即地震仪记录不到。

　　由震源发出，一路不断折射传播过来的纵波叫做P波。P波（P-wave or primary wave）是两种体波（体波的命名是因为此波穿越地球内部，相对于体波的是表面波，另一种体波是S波（secondary wave））中的一种。P波意指（primary wave）或是压力波（pressure wave）。在所有地震波中，P波拥有最快的传递速度，因此地震发生时，P波是最早抵达测站，并被地震仪纪录下来的地震波，这也是P波名称的由来。P波的P也能代表压力（pressure），来自于其震动传递类似声波，属于 纵波 的一种(或疏密波)，传递时介质的震动方向与震波能量的传播方向平行。
　　 S波（S-wave or secondary wave）是另一种体波。它是因地震而产生的，被地震仪记录下来，命名为S波（secondary wave）是因为它的速度仅次于P波（最快的地震波）。S波的S也可以代表剪力波(shear wave)，因为S波是一种 横波，地球内部粒子的震动方向与震波能量传递方向是垂直的。
S波与P波不同的是，S波无法穿越外地核。所以S波的阴影区正对著地震的震源。

地震P波(纵波)和S波(横波)运行时弹性岩石运动的形态 弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。地震产生这种第二个到达的波叫S波，即横波。在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。因为S波涉及剪切而不是挤压，使岩石颗粒的运动横过运移方向（图2.1）。这些岩石运动可在一垂直向或水平面里，它们与光波的横向运动相似。P和S波同时存在使地震波列成为具有独特的性质组合，使之不同于光波或声波的物理表现。因为液体或气体内不可能发生剪切运动，S波不能在它们中传播。P和S波这种截然不同的性质可被用来探测地球深部流体带的存在(见第6章)。
相关性质
带偏光眼镜以减弱散射光的人可能熟悉光的偏振现象，只有S波具有偏振现象。只有那些在某个特定平面里横向振动(上下、水平等)的那些光波能穿过偏光透镜。传过的光波称之为平面偏振光。太阳光穿过大气是没有偏振的，即没有光波振动的优选的横方向。然而晶体的折射或通过特殊制造的塑料如偏光眼镜，可使非偏振光成为平面偏振光。 当S波穿过地球时，他们遇到构造不连续界面时会发生折射或反射，并使其振动方向发生偏振。当发生偏振的S波的岩石颗粒仅在水平面中运动时，称为SH波。当岩石颗粒在包含波传播方向的垂直平面里运动时，这种S波称为SV波。 大多数岩石，如果不强迫它以太大的幅度振动，具有线性弹性，即由于作用力而产生的变形随作用力线性变化。这种线性弹性表现称为服从虎克定律，是以与牛顿同时代的英国数学家罗伯特·虎克(1635～1703年)而命名的。这种线性关系由图2.2所示的加重物的弹簧伸展来表示。如果重物的质量加倍，线性弹簧的伸展也加倍，如果重物回到原来大小，则弹簧回到原来位置。相似地，地震时岩石将对增大的力按比例地增加变形。在大多数情况下，变形将保持在线弹性范围，在摇动结束时岩石将回到原来位置。然而在地震事件中有时发生重要的例外表现，例如，当强摇动发生于软土壤时，会残留永久的变形，波动变形后并不总能使土壤回到原位，在这种情况下，地震烈度较难预测。我们将在本书后面谈到这些关键的非线性效果。

地震波主要分为两种，一种是表面波，一种是实体波。表面波只在地表传递，实体波能穿越地球内部。
实体波(body
wave)：在地球内部传递，又分成p波和s波两种。
p波：p代表主要（primary）或压缩（pressure），为一种纵波，粒子振动方向和波前进方平行，在所有地震波中，前进速度最快，也最早抵达。p波能在固体、液体或气体中传递。
s波：s意指次要（secondary）或剪力（shear），前进速度仅次于p波，粒子振动方向垂直于波的前进方向，是一种横波。s波只能在固体中传递，无法穿过液态外地核。
利用p波和s波的传递速度不同，利用两者之间的走时差，可作简单的地震定位。
表面波（surface
wave）：浅源地震所引起的表面波最明显。表面波有低频率、高震幅和具频散(dispersion)的特性，只在近地表传递，是最有威力的地震波。
洛夫波（love
wave）：粒子振动方向和波前进方向垂直，但振动只发生在水平方向上，没有垂直分量。
雷利波（rayleigh
wave）：又称为地滚波，粒子运动方式类似海浪，在垂直面上，粒子呈逆时针椭圆形振动。
地震定位
s-p波走时差：
地震发生后，p波和s波会以不同的速度向外传递，随着距离的不同，p波和s波抵达的时间差也会不同。我们已知p波和s波波速，利用下列公式即可求出测站距离震中距离。
t=(r/vs)-(r/vp)
t=走时差
vs=s波速度
vp=p波速度
r=震中和测站距离
将每个测站的结果，以离震中距离为半径，测站为圆心画圆，当测站数目足够时，这些圆会交为同一点，即可求得震中。
p波抵达时间：
s-p波走时曲线的定位原理非常浅显易懂，但是在实际状况中，要精确的判定p波的抵达时间远比s波容易。在一般情况下，p波信号的强度远大于背景噪声，能轻易的判定，而s波的波速低于p波，造成判断s波的抵达时间会受到p波的干扰而出现误差。
使用p波抵达时间定位时，会采用多个测站的p波抵达时间，配合地壳的p波波速模型，利用逆推原理来判定震中。在这种情况下，地壳的速度模型就扮演重要的角色，然而地壳的组成复杂，地质构造也会影响波速，地震定位的精确性仍有很大的进步空间。
双差分定位：
理论上，如果两个地震的震源靠近，震源机制解相同，两个地震抵达同一测站的地震波会有相似的波形。根据这个原理，比较震源相近的地震波波型，求得两个地震的走时差，并利用这个数值修正地震之间的相对位置，可以获得地震的精确位置。