远处的强震，人先感到一阵短促的上下颠，几十秒后才进入左右摇摆。真正把家具推倒、把墙皮甩落的是后一段，那是沿地表跑来的面波，它在记录上排在一串体波之后。
面波贴着地表走，能量摊在一个圆柱面上
体波从震源向四面八方扩散，能量按距离平方衰减；面波沿二维地表扩散，只按距离一次方衰减。同样的能量摊开的面积小得多，所以能绕地球跑几圈还不散，远处台站仍能记到。
面波的振幅随深度指数减小，能量集中在表层一个波长之内。周期二十秒、速度 3 千米/秒的面波，波长 60 千米，影响深度约为波长的三分之一，再深就看不到它的影子。
瑞利波走椭圆，勒夫波只做横向摆动
瑞利波让质点沿椭圆轨迹逆行滚动，既有上下也有前后，地面表现为起伏加挤压，像踩在一块被抖动的软毯上。它的速度约为 S 波的九成，是面波里最慢也最常见的一种。
勒夫波只做水平横向振动，不带动竖向运动，人感到的是左右甩。它需要一层低速层盖在高速层之上才能形成，速度介于上下两层的 S 波速度之间，缺了这个界面就不出现。
周期越长跑得越快，频散本身就是一把尺
面波速度随周期变化，这叫频散。长周期成分穿透更深，走在高速的深部岩石里；短周期成分只在浅层，速度慢得多，一条记录上因此长周期先到、短周期后到，波形被拉成扫频曲线。
反演这条曲线的频散，能算出地壳厚度与分层速度，这是不钻孔就看地下几十千米的主要手段。海上用海底地震仪收面波，陆上用宽频台阵，原理完全一样。
沉积盆地会把某几个周期放大好几倍
软层厚度决定放大哪个周期。约一百米厚的松散沉积，对一秒上下的波放大最明显；厚 1 千米的盆地，被放大的是 2–4 秒的长周期波，正好落在二十层以上高楼的固有周期上。
盆地边缘还会把波困住。波在盆地内反复反射、叠加，持续时间被拉长到几十秒，比基岩场地长两三倍，这是同一地震里相邻街区烈度差两度的原因之一。
关键数据
- 面波速度约为 S 波的 0.9 倍
- 体波能量按距离平方衰减，面波按一次方衰减
- 周期 20 秒、速度 3 千米/秒的面波，波长 60 千米
- 长周期面波在深部速度可达 4 千米/秒以上
- 厚 1 千米的沉积盆地放大约 2–4 秒的周期
- 盆地内震动持续时间可比基岩长 2–3 倍
软层很薄或震源很深时，面波判据不成立
薄薄一层风化壳撑不起频散。低速层厚度不足波长的十分之一时，勒夫波根本无法形成，记录上只剩瑞利波，用「有没有勒夫波」判断层状结构就会落空，只能改用瑞利波的椭圆率估层厚。
深源地震的面波很弱。震源在 300 千米以下时，能量要穿过很厚的地幔才到地表，高频成分被吸收，面波振幅可能低于体波，远处台站几乎看不出面波列，周期也拖得很长。
近场记录里，体波与面波几乎同时到达，波列叠在一起。震中距小于 50 千米时，靠到时先后区分两者已不可靠，只能看质点运动轨迹与频率成分，或改做背景噪声成像。
参考文献
- Aki K., Richards P. G. Quantitative Seismology. University Science Books, 2002. —— 面波与频散。
- Lay T., Wallace T. C. Modern Global Seismology. Academic Press, 1995. —— 勒夫波与瑞利波。
- Stein S., Wysession M. An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. Blackwell, 2003. —— 盆地场地效应。