地震记录纸上先抖的那一小段，常被当成前震或仪器杂波，其实那是 P 波。仅凭两组波到达的时间差，一个台站就能算出震中距，误差常在几十千米以内，这是地震学最早掌握的定量手段。
P 波推拉介质，S 波剪切介质，质点运动方向先把两者分开
P 波是纵波，质点沿传播方向一推一拉，介质发生体积变化，密度呈疏密交替。它靠体积模量与剪切模量共同支撑，液体和气体也能通过，这是它能穿过地核外侧、却在核内明显减速的原因。
S 波是横波，质点振动垂直于传播方向，介质只发生形状改变、不改变体积。它只能靠剪切模量传播，剪切模量为零的液体传不了横波，外核因此成为 S 波的禁区，记录上也留下影区。
速度差稳定在 1.7 倍上下，时差就成了一把尺子
在泊松比为 0.25 的岩石里，P 波速度是 S 波的根号三倍。花岗岩中 P 波约 6.0 千米/秒，S 波约 3.5 千米/秒，多数结晶岩石的比值都落在 1.7 附近，野外粗算按 1.7 处理即可。
近震经验公式把两组波的时间差乘以 8 千米/秒，得到震中距的粗值：时差 10 秒约合 80 千米。系数来自大量近震的平均，单次使用时误差可达两三成，距离越近越不准。
S 波的振幅更大、周期更长，主体晃动由它带来
P 波速度快、振幅小、周期短，到达时多是门窗作响、悬挂物轻摆，人容易误以为震动已经过去。S 波的振幅常是 P 波的一倍半到两倍，周期也更长，房屋的主体摇晃从它到达才开始。
介质越软，两波都变慢，比值反而升高。饱水砂层里 S 波可低到 0.5 千米/秒以下，P 波被孔隙水撑在 1.5 千米/秒左右，比值超过 3，此时用固定系数估距会明显偏大，而同样的砂层干燥时比值又回落到 2 附近。
第三个到的是面波，它走得最慢，却晃得最久
面波在 P、S 波之后到达，沿地表传播，振幅随深度迅速衰减。它的速度约为 S 波的九成，长周期成分丰富，远处的高楼往往在面波阶段晃动最剧烈，人也最容易站不稳。
把「先到」直接当成「离得近」会出错。深源地震的 P 波初动可能很弱，台站又远离震源，记录上只剩模糊的长周期波动，时差读不出来，交会出的位置自然偏得很远。
关键数据
- 地壳花岗岩 P 波速度约 6.0 千米/秒，S 波约 3.5 千米/秒
- 泊松介质中 P 波与 S 波的速度比约 1.73
- 近震经验：时差 1 秒约合 8 千米震中距
- 地幔顶部 P 波速度约 8.1 千米/秒
- S 波无法穿过液态外核，影区自 103 度起
- 核幔边界深约 2,900 千米
低速层、单台与各向异性会让这套判据失效
低速带让射线弯曲，时差与距离不再成线性。地壳内十几千米深的低速层、盆地边缘的巨厚松散层，都能把那个经验系数改掉一半，硬套公式会把震中距算大或算小。
单台只能给距离，给不出方位。定震中至少需要三个台站的时差交会；两台得到两个对称解，分居震中两侧，一台只能画一个以台站为圆心的圆，方位全靠猜。
各向异性也会坏事。片岩、页岩沿层理与垂直层理的 P 波速度能差一到两成，同一地震在不同方位的台上读出的时差，会系统性偏大或偏小，交会点随之漂移。
参考文献
- 傅承义, 陈运泰, 祁贵仲.《地球物理学基础》. 科学出版社, 1985. —— 地震波传播与走时。
- Lay T., Wallace T. C. Modern Global Seismology. Academic Press, 1995. —— 体波与核幔结构。
- Stein S., Wysession M. An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. Blackwell, 2003. —— 波速与时差定位。