（一）地震波的形成
弹性体在外力的作用下，内部质点会离开平衡位置发生位移而产生形变，外力解除以 后，产生位移的质点在应力的作用下都有一个恢复到原来平衡位置的过程；但由于惯性力 的作用，运动的质点不可能立即停止下来，而是向平衡位置的另一方向运动，于是又产生 新的应力，使质点再向原始的平衡位置运动。这样，由于受应力和惯性力的不断作用，使 质点围绕平衡位置发生振动。另外，在振动过程中，质点与其相邻质点间的应力作用，必 然会引起相邻质点的振动。这种振动在弹性介质中不断地向周围传播和扩大，便形成了以 激发点为中心，以一定速度传播的弹性波。
弹性波形成需有两个条件，一是要有一种能传播振动的介质，二是要在该介质中激发 振动。那么，坚硬的岩石是否具有弹性呢？弹性理论表明，自然界中的大部分物体在外力 作用下，既可表现为弹性，亦可显示为塑性。其究竟表现为何种性质，主要取决于物体本 身的物理性质、外力的大小和作用时间的长短。当外力很小且作用时间极短时，大部分物 体表现为弹性性质。反之，显示为塑性，甚至发生破碎。此外，温度、压力等外界因素也 有一定影响。
图1-1 爆炸震源周围介质形变分区示意图
在陆地上进行地震勘探时，多以炸药震源激发地震波。激发时，震源附近的介质因受 到瞬间巨大压力作用而破碎，形成一空穴。其外围附近，压力虽有减小，但仍超过介质 的弹性极限，介质发生塑性形变，形成一放 射状或环状裂隙的形变带（图1-1）。再向 外，介质因受力较小（位移小于1μm），且作 用时间极短（小于100ms），发生弹性形变。在弹性形变区，介质质点将产生围绕其平衡 位置的振动，该振动向周围空间传播出去便 形成了地震波。由上述可以看出，地震波是 在地球介质中传播的弹性波。
地震波虽然是一种弹性波，但它不像简 谐波那样具有固定的周期、频率、振幅，以 及在时间上无休止的振动。地震波是一个具有确定起始时间和有限能量的脉冲振动。在应 用信号分析领域中，称该振动为地震子波。地震子波的一个基本属性是振动的非周期性，其原因在于：
首先，就激发振动的波源而言，爆炸时作用于岩石的外力是非周期性的，不足以补偿 质点振动因阻尼等而耗损的能量，因而质点的振动是不稳定的。由于震源激发的振动具有 脉冲性质，只在短时间内延续，所以地震波具有非周期脉冲性质。
其次，从传播振动的介质看，实际的地质介质与理想的弹性介质不同，岩石中的质点 由于摩擦阻尼的作用，使部分振动能量转变为热能。因此，在地质介质中传播的振动不能 形成稳定的周期性振动。
地震波正是由于具有上述非周期脉冲性质，地震勘探工作才有可能利用其从地下带到 地面的信息，划分地层、查明构造及推断岩性等。
（二）地震波的类型
地震波主要分为两大类：体波和面波。在介质内部传播的波称为体波，沿弹性介质分 界面传播的波称为面波。
1.纵波与横波
根据弹性理论，弹性波的传播，实际上是弹性介质中质点间应变的传递，并且任何复杂 的弹性应变均可分解成两种基本的应变——体应变和切应变。它们分别与两种弹性波相对 应：与体应变相对应的称纵波（又称为P波）；与切应变相对应的称横波（又称为S波）。
纵波传播时，质点振动方向与波的传播方向一致，并在所经过的扰动带内，交替出现 压缩带和膨胀带（图1-2），因此，纵波亦称胀缩波或疏密波。
图1-2 地震纵波传播示意图
横波传播时，质点振动方向与波的传播方向相垂直。在横波经过的区域内，质点相对 传播方向产生横向位移，即剪切形变在介质中的传播，因此横波又称剪切波。
根据横波传播的特点，在其传播方向上，质点有无限多个横向振动方向。但在研究 中，通常关注两个方向的振动：一个是质点振动在垂直平面内的横波分量（图1-3（a）），亦称SV波；另一个是质点振动在水平面上的横波分量（图1-3（b）），亦称SH波。
图1-3 地震横波传播示意图
在完全弹性和各向同性的均匀介质中，地震纵波与横波的传播速度分别由下式给出：
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式中：vP和vS分别为地震纵波与横波速度；λ和μ为拉梅常数；ρ为介质密度。
由纵波与横波速度的表达式，有
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式中：σ表示介质的泊松比，在0～0.5之间变化，大多数弹性介质为0.25左右，故纵波 速度约是横波速度的1.73倍。由于纵波传播速度快，所以总是最先被记录到。
2.面波
在无限均匀的介质中，只产生纵波和横波；但在自由表面或介质分界面上可以产生面 波。面波是体波传播遇到界面时产生的复杂情况，一般可以说是体波经地层界面多次反射 叠加生成的次生波。
面波有两种类型，即瑞利（Rayleigh）面波和勒夫（Love）面波。
瑞利面波是沿半无限弹性空间的自由表面（如地球表面）传播的，质点运动轨迹为逆 进椭圆。椭圆长轴垂直于介质表面，短轴与波传播方向一致，长、短轴比值大致为3：2，如图1-4所示。瑞利面波的传播速度vR小于横波速度，当σ≈0.25时，vR≈0.92vs。
图1-4 瑞利面波传播示意图
勒夫面波是在横波速度较高的半无限弹性空间之上存在低速层时产生并传播的。质点 振动方向平行于界面，垂直于波的传播方向，可看做是SH波的一种特殊形式，类似于图 1-3（b）上覆一低速层的情况。
面波是地震波能量的主要携带者。面波的振幅在垂直于界面的方向上，随距离的增加 呈指数形式迅速衰减；但在沿界面的方向上，随距离的增加衰减得比体波慢。
人工地震记录中常见的是瑞利面波，即所谓“地滚波”，通常表现为低频率、大振幅 和低波速。在地震勘探中面波通常被视为干扰波。
（三）波形图与波剖面图
如图1-5（a）所示，设在O点激发地震波，考察测线上某处质点位移随时间变化的 图形，称为该点的波形图（或振动图）。图中横坐标t表示时间，纵坐标u表示质点位移。
波在传播中，质点只是围绕平衡位置振动。质点振动的极值（最大位移）在波形上的 显示，称波的相位（向上的极值称正相位，向下的极值称负相位），极值的大小称波的振 幅（用A表示），两相邻正相位或两相邻负相位的时间间隔称为波的视周期（T*），视周 期的倒数称为波的视频率（f*）。
图1-5 波形图和波剖面图
沿测线各点的振动是有相位差的。若让时间“固定”，考察该时刻沿测线各质点位移 随距离分布的图形，称为波剖面图，如图1-5（b）所示。图中横坐标x表示距离，纵坐 标u仍表示质点位移。
在波剖面图上，具有正向极大位移的点称为波峰，具有负向极大位移的点称为波谷，相邻两波峰（谷）之间的距离称为视波长（λ*）；视波长的倒数称为视波数（k*），即单 位距离内波的数目。
由上述可知，波形图是在时间域里描述地震波，波剖面则是在空间域内描述地震波。两者间的参数有相互对应的关系，且可用波速将其联系起来。