轉換出來的波又稱為「C波」（英語：Converted-wave）。 其實，物理上，根據球諧函數，球體中的駐波自由震盪可以有很多種，不乏涉及能撼動地球深處、改變球體半徑的種類。 那些自由震盪簡正物理學上固然不能被稱為表面波，因為他們的影響力不只存在於球體表面。 但是在地震學中，此種情況並不常得到討論，一般研究上還是將自由震盪分類為表面波[28]。 自由振盪能量的大小與震源的破裂方式、破裂程度密切相關，因此地震後的自由振盪訊號可用於推斷地震規模和檢驗地震的震源機制解[30]。 從上式中可以發現，S波的波速受剪下模量影響極大。
- 尾波是一種由地球內部小尺度不均勻性對地震波散射而產生的地震波[31]。
- 雖然地球內部大致是均勻的，但局部仍可能出現密集或疏鬆的地方，且這種不完美越靠近地表越多（例如斷層或岩石裂痕的型態呈現[2]）。
- 在台灣教材中則通常稱呼「縱波」為「P波」，「橫波」為「S波」。
- 那些自由震盪簡正物理學上固然不能被稱為表面波，因為他們的影響力不只存在於球體表面。
- 稱為表面波是因為他只沿著地球表面傳遞，能量只分布於表層而不深入內部[4] ，所以在越深的地方表現越不明顯[19] 。
因為地球的外地核是液態的，從地函進入的S波無法在其中活動，罔論穿越這層障礙，但是科學家卻又在地球的內地核中檢測出了S波活動的跡象[2]。 目前通行的解釋是這種S波是由P波在內外地核的交界上轉換形成的，P波得以穿過外地核。 然而從P轉為SV再轉回P波的能量衰減非常大，如何去量度與證明理論的正確性，仍然是地震學家們爭論的議題[49]。 地震波變性研究的資料採集和資料分析雖然比一般的地球物理轉性方法困難，但是研究C波也能為人類的科學帶來許多貢獻。 舉例來說，科學家可以藉由分析P波波速和S波波速的改變，了解一地的地質結構、推知該地的岩石孔隙率，甚至發現地震徵兆、預測地震[11][50]。 實體波，又常簡稱為「體波」，是指能在地球內部傳遞的地震波[5]。
震波胸肌: 震源機制解
「氣壓波」是地震的能量以波在空氣中傳遞的一種形式。 在地震發生的場合，雷利波有機會將地表的波動改變為空氣中的震動形式，換句話說，將地面變成一個大喇叭[33][34]。 這種空氣中的震動可能造成大氣層中的電離層晃動，一些研究人員表示它可以應用於海嘯預警系統[35]。 總體來說，依照波的性質，地震波主要分為三種：實體波、表面波和尾波。 理論上一場典型的地震發生時，以上三種波都會出現[腳註 1]，不過實際上並不是每一場地震都能觀測到明顯的表面波和尾波。 由震源計算產生的錯配被稱為「殘差」（英語：Residual）[38]。
在P波及S波相繼到達測站後，下一種到達的波稱為「表面波」。 稱為表面波是因為他只沿著地球表面傳遞，能量只分布於表層而不深入內部[4] ，所以在越深的地方表現越不明顯[19] 。 表面波在某些環境中會特別大，例如在具備場址效應的環境中，因為地震波在地表與地下的波速差較大，陷波容易產生，表面波明顯。 震波胸肌2025 一般來說，如果一場地震中表面波有出現的話，他的速度會比S波更慢，但威力更大。 事實上，大一點的地震中表面波的震幅甚至可達數公分[19]。 地震波的這種互相轉換特性在地球物理上具有重大意義。
震波胸肌: 實體波
另外，從上式中還可以發現，因為液體無法承受剪下（剪下模量趨近於0），所以S波不能通過地球中液體的地區（例如海洋和外地核）[2]。 震波胸肌2025 P波的波速在地殼處速度約普遍在每秒6公里以下，在下地函約每秒13.5公里，到了地球核心，約每秒11公里[10]。 在固態中，表面波通常分成「雷利波」及「洛夫波」兩種，「史東尼波」則較為少見。 雷利波由P波及S波干涉形成，洛夫波由S波本身的干涉形成。
- 轉換出來的波又稱為「C波」（英語：Converted-wave）。
- 其實，物理上，根據球諧函數，球體中的駐波自由震盪可以有很多種，不乏涉及能撼動地球深處、改變球體半徑的種類。
- 在地震學研究早期，尾波常被視為地震測量時的背景噪音。
- 當地震發生時，地震波會被向外發射進入地球深處。
- 自由振盪能量的大小與震源的破裂方式、破裂程度密切相關，因此地震後的自由振盪訊號可用於推斷地震規模和檢驗地震的震源機制解[30]。
雖然地球內部大致是均勻的，但局部仍可能出現密集或疏鬆的地方，且這種不完美越靠近地表越多（例如斷層或岩石裂痕的型態呈現[2]）。 而當震波向外傳播時，這些不均勻或散射質點就會與震波作用，產生散射現象。 例如月球因為剛性較低，耗散低，故尾波時間長[2]。 震波胸肌2025 震波胸肌 在地震學研究早期，尾波常被視為地震測量時的背景噪音。 直到日本地震學家安藝敬一，才開始系統化的研究尾波及其應用[31]。
震波胸肌: 地震波的轉性
實體波是直接由地震彈性回跳產生的波動，是每場地震一定會出現的波形。 在中國大陸的人教版教材中，直接將先到測站者稱為「縱波」，後到者稱為「橫波」。 在台灣教材中則通常稱呼「縱波」為「P波」，「橫波」為「S波」。 有時為了稱呼的精確性，有大學教科書也將「P波」稱為「實體波中的縱波」、「S波」稱為「實體波中的橫波」，因為表面波和尾波嚴格說起來也是物理意義上的縱波和橫波[6]。
震波胸肌: 地震波的其他應用
震波是一種可在三度空間瞬間傳播、攜帶巨大能量、且波壓能迅速改變的聲阻(sonic disturbance)。 它不是輻射，不會有幅射傷害；也不是雷射或超音波，所以沒有熱效應。 最近的例子如2017年時各國地震台網就曾利用地震波技術監測北韓進行的第六次核試驗[57][56]。
震波胸肌: 地震波
尾波如同地震圖上異質性所留下的「指紋」，研究尾波，可以促進對一地地質結構之了解[32]。 另外，針對對於震央距離為200到300公里間的地震，在S波之後的尾波通常被稱為S尾波（英語：S-Coda）。 在P波之後的尾波通常被稱為P尾波（英語：P-Coda）[31]。 震波胸肌2025 在近距離地震紀錄（小於200公里[2]）中，在S波後方的波包並非表面波，而是尾波（英語：Coda Wave）。 尾波是一種由地球內部小尺度不均勻性對地震波散射而產生的地震波[31]。 史東尼波[26]（英語：Stoneley Wave）是一種沿著固液介面傳播（或在特定條件下，也沿著固固邊界傳播）的波。
震波胸肌: 地震波的相互轉換：以P波和S波為例
頻散的意思是表面波的波速會根據頻率而有所不同[8][21]。 頻散會導致在震波圖上，通常可以看到表面波由低頻至高頻依序排列的現象。 這是因為越低頻的表面波波速越快，越高頻則越慢的緣故[22]。 由於表面波的共振頻率和產生他的地層深度間有關聯——地層越低，頻率越小——所以分析表面波的各頻率的到來時間，就可以逆推出地底下的構造。 舉例來說，數十或數百秒震動週期的表面波可以分析上部地函構造，軟流圈的低速帶就可利用此方法進行研究[2]。
震波胸肌: 實體波
實體波根據抵達測站的時間，依序分為P波、S波、T波。 當地震發生時，地震波會被向外發射進入地球深處。 當地震波的行進遇到介質不連續的地方（例如固液介面）時，震波造成的質點的振動方式就有可能發生改變。 在地球中許多不連續特別明顯的地域（例如地函與外地核的邊界），振動方式的改變甚至明顯到讓一部分的縱波變成橫波、讓一部份的橫波變成縱波[47]。
震波胸肌: 地震波
史東尼波的特點為振幅最大值出現在兩種介質的邊界處，並且振幅隨朝兩側深度的增加而指數衰減。 他的命名源自提出者英國劍橋大學的地震學教授羅伯特・史東尼（英語：Robert 震波胸肌 Stoneley）[27]。 有學者認為震波能選擇性地摧毀感覺神經末梢；傷害感受器C纖維(Norciceptor C fiber)的數量，在震波治療後明顯減少。 T波從相對於P波（Primary）、S波（Secondary）命名為第三道波（Tertiary）。 當地震能量經由適當的角度進入聲發波道低速帶時，會造成全反射，能量不易散失，可以傳播數千公里,最後被沿岸的地震測站偵測到。
震波胸肌: 震源機制解
事實上，在地表處，因為風化層較厚、地面較軟，剪下模數較低，S波速度常降至每秒數百公尺，這個時候波速下降的動能損失會由增加的震動幅度來彌補，造成地面搖晃增加，就容易引發場址效應[12]。 場址效應是一種影響地震震度的因素[13] 震波胸肌2025 ，他會造成原本應該離震央越遠震度就會越小的震度，在當地震波被傳至沖積層地表時震幅加大，地震的持續時間也會被延長，增加一場地震搖晃的影響力[14]。 場址效應會造成地震在地表較軟區（通常是人口密集區）的所造成的傷害擴大，妨礙經濟活動。 2016年的美濃大地震及同年的熊本地震都曾因此效應造成非震央區的重大災情[15][16]。