지진파: 두 판 사이의 차이

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2023년 6월 14일 (수) 20:40 판

지진파(地震波, 영어: seismic wave)는 지구 혹은 다른 행성의 땅밑을 통과하는 음향 에너지적인 파동을 의미한다. 지진파는 지진, 화산 분화, 마그마 이동, 대규모 산사태, 저주파 음향 에너지를 생성하는 대규모 인공 폭발 등으로 생겨날 수 있다. 지진파는 지진학자들이 연구하며, 지진학자는 지진계, 수중 청음기(하이드로폰), 가속도계를 이용하여 지진파를 기록한다. 지진파는 여러 자연과 인공 지진원에서 발생하는 지속적인 저진폭의 진동인 지진배경잡음과는 구분된다.

지진파의 전파 속도는 매질의 밀도와 탄성, 지진파 유형에 따라 달라진다. 이 전파 속도는 지구의 지각과 맨틀을 통과하면서 깊어지면 더 빨라지는 경향이 있지만, 맨틀에서 지구의 외핵으로 넘어갈 경우 지진파의 속도가 급격하게 줄어든다.

지진파는 각기 속도가 다른 여러 유형의 파동으로 이루어져 있다. 지진 관측점에서 지진파를 기록하면 각 지진파형별로 서로 다른 이동 시간으로 도착하는 모습을 볼 수 있는데 이를 통해 지진의 진원을 찾는데 도움이 된다. 또한 지구물리학에서 지진파의 굴절이나 반사 현상을 관측하여 지구의 구조를 추정한다. 과학자들은 지구 내부 얕은 곳의 구조를 파악하기 위해 인공적인 폭발로 지진파를 만들어 이를 관측하기도 한다.

유형

지진파의 유형은 크게 지구 내부를 통과하는 실체파(實體派, Body wave)와 지구 표면에만 전달되는 표면파(表面波, Surface wave)로 나뉜다.^[1]^:48–50^[2]^:56–57

또한 본 문서에는 설명한 것과 다른 기타 파동 전달 방식도 존재하는데, 지구 내에 흐르는 지진파의 경우 그 중요도가 낮지만 성진학에서의 경우 매우 중요하다.

실체파는 지구 내부를 통과하며 이동한다.
표면파는 지표면을 가로질러 이동한다. 표면파는 3차원 상의 공간을 이동하는 실체파에 비해 거리에 따른 감쇠 정도가 더 느리다.
표면파의 입자운동(Particle motion)은 실체파보다 훨씬 커서 표면파가 더 큰 피해를 입히는 경향이 있다.

실체파

실체파는 지구 내부를 통해 전파되는 지진파이며, 그 경로는 매질의 밀도와 영률에 따라 결정된다. 매질의 밀도와 영률은 온도와 암반 성분, 물질의 상에 따라 달라진다. 이 현상은 전자기파의 굴절과 비슷하다. 두 유형의 입자운동이 두 가지 유형의 실체파를 만들어낸다. 각각 P파(Primary wave)와 S파(Secondary wave)이다. 이 두 파동의 구분은 1830년 프랑스의 수학자인 시메옹 드니 푸아송가 처음으로 했다.^[4]

P파

P파는 종파이며 압력파인 성질을 가지고 있다. P파는 지구를 통과하는 그 어떤 지진파보다도 빠르게 이동하여 지진 관측소에 제일 먼저 도달하는 파동이기 때문에 영어로 첫번째라는 뜻을 가진 "Primary"가 붙여져 P파가 되었다.^[5] P파는 유체를 포함한 모든 유형의 물질을 통과할 수 있으며, S파보다 평균 1.7배 더 빠르게 이동한다. 공기 중에서는 음파의 형태를 띄기 때문에 음속의 속도로 이동한다. 평균 속도는 공기 중에서 330 m/s, 물 속에서 1,450 m/s이며 화강암 내부에서는 약 5,000 m/s이다.^[6] 지구에서는 지각을 평균 5-8 km/s의 속도로, 하부 맨틀에서는 약 13.5 km/s, 내핵에서는 11 km/s의 속도로 이동한다.^[7]

S파

S파는 횡파이며 전단파인 성질을 가지고 있다. 지진 발생 후 S파는 가장 빠르게 이동하는 P파에 이어 지진 관측소에 도착해 전파 방향에 수직인 방향으로 지반을 변위시킨다.^[8] 전파 방향에 따라 파의 표면 운동 특성이 달라질 수 있는데, 예를 들어 수평 방향으로 편광된 S파의 경우 지면이 한쪽으로 이동하다가 번갈아 가며 다른 쪽으로 이동하는 양상을 보인다. 또한 유체(액체와 기체)에서는 전단응력이 존재하지 않기 때문에 S파는 고체를 통해서만 이동할 수 있다.^[9]^[10]

S파는 P파보다 속도가 느리며, 일반적으로 특정 매질에 대해 S파의 속도는 P파의 약 60%에 해당한다. 전단파는 액체 매질을 통과할 수 없으므로, 지구 외핵에 S파가 없다는 것은 외핵이 액체로 이루어져 있다는 말도 된다.^[11]

표면파

표면파란 지표면을 통해 이동하는 지진파를 말한다. 표면파는 기계적 표면파의 일종으로 말할 수 있다. 지표면에서 멀어질수록 표면파의 세기는 급격하게 감소하기 때문에 표면파라고 부른다. 표면파는 P파나 S파와 같은 실체파보다 훨씬 느리게 이동한다. 큰 규모의 지진에서는 표면파의 진폭이 수 cm에 달할 수도 있다.^[12]

레일리파

레일리파는 그라운드 롤(ground roll)이라고도 부르며, 수면 위의 파도와 비슷하게 지표면을 잔물결처럼 이동하는 파동이다. 레일리파의 존재는 1885년 영국의 물리학자인 제3대 레일리 남작 존 윌리엄 스트럿(레일리 경)이 처음으로 밝혀냈다.^[13] 레일리파는 실체파보다 느리게 이동하며, 일반적인 균질한 탄성매질에서 실체파인 S파의 속도와 비교할 경우 대략 90%의 속도로 깊이 100 m 미만의 지표면에서는 대략 50–300 m/s의 속도로 이동한다. 지각과 상부 맨틀과 같이 층이 존재하는 매질에서의 레일리파 전파 속도는 그 주파수와 파장에 따라 달라진다. 램파도 같이 참고할 수 있다.

러브파

러브파는 일종의 수평 편광된 전단파파(SH파)로, 유한한 두께의 상층이 겹쳐진 일종의 반무한적 매질이 있을 때만 존재하는 파동이다.^[14] 러브파는 1911년 수학적 모델을 제시한 영국의 수학자인 어거스터스 에드워드 휴 러브의 이름을 따서 지어졌다.^[15] 러브파는 보통 레일리파보다 약간 빠르게 이동하며, S파의 약 90%의 속도로 이동하고 진폭이 가장 크다.

스톤리파

스톤리파는 고체와 유체 사이의 경계를 따라 전파되거나, 특정 조건에서 고체-고체 경계를 따라 전파되는 경계파, 혹은 계면파의 일종이다. 스톤리파의 진폭은 접촉한 두 매질 사이에서 최대값을 가지며 경계에서 멀어질수록 기하급수적으로 진폭이 낮아진다. 스톤리파는 유체로 채워진 착정벽을 따라 생성될 수 있는데 이는 수직 지진 탐지기(VSP)에서 발견되는 일관적인 지진배경잡음의 원천이자 음파검층의 저주파 성분에 해당한다.^[16] 스톤리파에 대한 방정식 해는 케임브리지 대학의 지진학과 명예교수인 로버트 스톤리가 처음으로 제시했다.^[17]^[18]

자유진동

지구자유진동은 일종의 정상파로, 서로 반대방향으로 이동하는 두 표면파가 만나며 서로 간섭해서 발생하는 결과이다. 레일리파의 간섭은 구형진동 S를, 러브파의 간섭은 환상형진동 T를 만들어낸다. 여기서 자유진동의 모드(mode)는 _nS_l^m와 같이 3개 계수로 구분할 수 있는데, 여기서 l은 각차수(혹은 구면 조화 정도), m은 방위각차수이다. 이 값은 −l에서 +l까지 2l+1의 값을 가질 수 있다. n은 원심각차수이다. 이는 구 반경에 n개의 마디가 존재하는 파동이라는 의미이다. 구대칭인 지구의 경우에는 주어진 n과 l의 주기가 m과 관련이 있지 않다.^[1]

구형 자유진동의 대표적인 예로는 지구 전체가 팽창과 수축을 반복하며 주기가 약 20분인 호흡모드 혹은 풍선모드 ₀S₀과, 두 방향을 번갈아가며 늘어났다 줄어들었다를 반복하는 주기 약 54분의 럭비모드 혹은 풋볼모드 ₀S₂가 있다. ₀S₁ 모드의 경우에는 지구 무게중심의 변화를 수반하는 외력이 필요하기 때문에 지진만으로는 발생하지 않는다.^[1]

기본 환상형 자유진동 모드 중 ₀T₁은 지구 자전속도의 변화를 말하지만 그 변화속도는 굉장히 느리기 때문에 일반적인 지진학에서는 큰 의미를 가지지 않는다. 트위스트모드 ₀T₂ 모드는 북반구와 남반구가 서로에 대해 비틀어지는 운동으로 주기는 약 44분이다.^[1]

지구자유진동을 처음으로 확실하게 관측한 지진은 1960년 칠레 발디비아 지진(모멘트 규모 M_w 9.5)이다.^[19] 현재는 수천 가지 주기를 가진 특유의 자유진동을 발견했으며 이런 자유진동 데이터는 지구 내부의 큰 구조를 이해하는 데 사용된다.^[1]

지구 맨틀과 핵에서의 P파와 S파

지진이 발생할 경우 진원 인근의 지진계에서는 P파와 S파 모두를 기록할 수 있지만, 이보다 더 먼 거리에 있는 지진계는 더 이상 최초의 S파 고주파를 감지할 수 없다. 다시 말해 S파는 진원지로부터 104°(약 11,570 km 거리) 떨어져 있는 곳에서부터는 이를 감지할 수 없다.^[20]^[21] 이 현상은 전단파가 액체를 통과할 수 없기 때문에 발생하는 현상으로, 리차드 딕슨 올덤은 지구 내에 액체 외핵이 존재함을 증명했다. 또한 P파의 경우에도 지구 외핵과의 반사와 굴절로 인해 104°에서 140° 사이 지역(대략 11,570-15,570 km 거리)에서는 감지되지 않으며, 이 때문에 지진이 발생했음에도 지진을 감지할 수 없는 영역을 지구의 암영대라고 부른다.^[22]^[23]

표기법

진원에서 관측지점 사이까지 지진파가 이동하는 경로는 파선도(ray diagram)로 그릴 수 있다. 대표적인 예시로 오른쪽 그림이 있다. 반사를 고려할 경우 두 점 사이에 지진파가 이동할 수 있는 경로는 무한히 많다. 여기서 각 지진파의 경로는 지구를 통과하는 궤적과 위상을 나타내는 일련의 문자로 이름을 매겨 붙일 수 있다. 일반적으로 대문자는 투과파를, 소문자는 반사파를 나타낸다. 하지만 이 표기의 예외로 g, n이 있다.^[24]^[25]

주시곡선

주시곡선 (走時曲線) 은 지진이 발생한 뒤 지진파가 전달되는 시간과의 관계를 나타낸 곡선.^[26] 이를 이용하면 지구의 내부 구조를 아는 단서를 얻을 수있다.

속도 계산식

고체 물질에서 P파와 S파의 속도 $V_{P}$ 와 $V_{S}$ 는 다음과 같이 주어진다.^[27]

$V_{P}=[{\frac {{k}+{\frac {4u}{3}}}{p}}]^{\frac {1}{2}}$
$V_{S}=[{\frac {u}{p}}]^{\frac {1}{2}}$

이 식에서 p는 밀도이고 탄성 계수 k와 u는 각기 체적 탄성률(혹은 비압축률)과 전단 계수(강성률)이다. 탄성 계수는 물질이 응력을 받을 때 일어나는 변형률의 정도를 나타낸다. 체적 탄성률은 어떤 물체에 모든 방향에서 작용하는 균등한 압축력이 P에서 P'로 $\Delta p$ 증가해 체적 V가 V'로 $\Delta V$ 만큼 감소할 때 압축력의 변화 $\Delta p$ 대 체적 변화율 ${\frac {\Delta V}{V}}$ 의 비이다.

$k={\frac {\Delta p}{\frac {\Delta V}{V}}}$

길이가 L인 정육면체의 윗면이 면에 평행한 전단력 F를 받는 경우, 전단 응력은 전단력 F를 이 힘에 가해진 면적 A로 나눈 값이다.( ${\frac {F}{A}}$ ) 전단 응력에 의해 정육면체에 전단 변형 $\Delta L$ 이 발생한다. 전단 계수는 전단 응력 대 전단 변형률의 비이다.( ${\frac {\Delta L}{L}}$ )

$u={\frac {\frac {F}{A}}{\frac {\Delta L}{L}}}$

P파의 속도는 항상 S파보다 크다. 또 탄성 계수가 클수록, 지진파의 속도는 증가한다.유체의 경우 전단력에 대한 저항력이 전혀 없으므로( ${\Delta V}=\infty$ ) 강성률이 없어지고( $u=0$ ) $V_{S}=0$ 이 된다. 즉 S파는 유체를 통과할 수 없다.

지진파 도달 시간과 진앙거리

지각이 균질하다고 가정하고 P, S파의 속도를 각기 $V_{P}$ 와 $V_{S}$ 라 하고, 시간 $T_{0}$ 에 지표에서 발생해 진앙 거리 L인 지점에 P, S파가 시각 $T_{P}$ 와 $T_{S}$ 에 도달했다고 하자. 이 경우 지진파 도달과 진앙거리 사이에는 다음 관계가 성립한다.^[28]

$T_{P}={\frac {T_{0}+L}{V_{P}}}$
$T_{S}={\frac {T_{0}+L}{V_{S}}}$

이 식을 정리하면

$L=({\frac {(T_{P}-T_{S})V_{S}*V_{P}}{(V_{P}-V_{S})}})$

$T_{P}-T_{S}$ 는 S파와 P파의 도달 시간의 차이(PS시)이다. 진앙 거리는 지진파 도달 시간의 차에 비례한다.

각주

↑ ^가 ^나 ^다 ^라 ^마 Shearer 2009, Chapter 8 (Also see errata 보관됨 2013-11-11 - 웨이백 머신)
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↑ Robert Stoneley, 1929 – 2008.. Obituary of his son with reference to discovery of Stoneley waves.
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↑ The notation is taken from Bullen, K.E.; Bolt, Bruce A. (1985). 《An introduction to the theory of seismology》 4판. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-0521283892. and Lee, William H.K.; Jennings, Paul; Kisslinger, Carl; 외., 편집. (2002). 《International handbook of earthquake and engineering seismology.》. Amsterdam: Academic Press. ISBN 9780080489223.
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참고 문헌

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[Shearer2009ch8-1] 가 ^나 ^다 ^라 ^마 Shearer 2009, Chapter 8 (Also see errata 보관됨 2013-11-11 - 웨이백 머신)

[SteinWysession2009-2] Seth Stein; Michael Wysession (2009년 4월 1일). 《An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure》. John Wiley & Sons. ISBN 978-14443-1131-0.

[Helffrich-3] G. R. Helffrich; B. J. Wood (2002). “The Earth's mantle” (PDF). 《Nature》 (Macmillan Magazines) 412 (2 August): 501–7. doi:10.1038/35087500. PMID 11484043. S2CID 4304379. 2016년 8월 24일에 원본 문서 (PDF)에서 보존된 문서.

[4] Poisson, S. D. (1831). “Mémoire sur la propagation du mouvement dans les milieux élastiques” [Memoir on the propagation of motion in elastic media]. 《Mémoires de l'Académie des Sciences de l'Institut de France》 (프랑스어) 10: 549–605.

[John-5] Milsom, J. (2003). 《Field Geophysics》. The geological field guide series 25. John Wiley and Sons. 232쪽. ISBN 978-0-470-84347-5. 2010년 2월 25일에 확인함.

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[8] S wave US Geological Survey

[9] Greenwood, Margaret Stautberg; Bamberger, Judith Ann (August 2002). “Measurement of viscosity and shear wave velocity of a liquid or slurry for on-line process control”. 《Ultrasonics》 39 (9): 623–630. doi:10.1016/s0041-624x(02)00372-4. ISSN 0041-624X. PMID 12206629.

[10] “Do viscous fluids support shear waves propagation?”. 《ResearchGate》 (영어). 2019년 12월 6일에 확인함.

[11] “Seismic Waves”. Burke Museum of Natural History and Culture. 2019년 3월 24일에 확인함.

[12] Sammis, C.G.; Henyey, T.L. (1987). 《Geophysics Field Measurements》. Academic Press. 12쪽. ISBN 978-0-08-086012-1.

[13] Rayleigh, Lord (1885). “On waves propagated along the plane surface of an elastic solid”. 《Proceedings of the London Mathematical Society》 17: 4–11.

[14] Sheriff, R. E.; Geldart, L. P. (1995). 《Exploration Seismology》 2판. Cambridge University Press. 52쪽. ISBN 0-521-46826-4.

[15] Love, A.E.H. (1911). 《Some problems of geodynamics; …》. London, England: Cambridge University Press. 144–178쪽.

[16] “Schlumberger Oilfield Glossary. Stoneley wave.”. 2012년 2월 7일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2012년 3월 7일에 확인함.

[17] Stoneley, R. (1924년 10월 1일). “Elastic waves at the surface of separation of two solids”. 《Proceedings of the Royal Society of London A》 106 (738): 416–428.

[18] Robert Stoneley, 1929 – 2008.. Obituary of his son with reference to discovery of Stoneley waves.

[FOOTNOTE이기화2016142-19] 이기화 2016, 142쪽.

[:S3-20] “Why can't S-waves travel through liquids?”. 《Earth Observatory of Singapore》 (영어). 2021년 12월 10일에 확인함.

[:S4-21] Greenwood, Margaret Stautberg; Bamberger, Judith Ann (August 2002). “Measurement of viscosity and shear wave velocity of a liquid or slurry for on-line process control”. 《Ultrasonics》 (영어) 39 (9): 623–630. doi:10.1016/S0041-624X(02)00372-4. PMID 12206629.

[:p0-22] “CHAPTER 19 NOTES Earth's (Interior)”. 《uh.edu》. 2021년 12월 10일에 확인함.

[:p1-23] “Earthquake Glossary”. 《earthquake.usgs.gov》. 2021년 12월 10일에 확인함.

[24] The notation is taken from Bullen, K.E.; Bolt, Bruce A. (1985). 《An introduction to the theory of seismology》 4판. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-0521283892. and Lee, William H.K.; Jennings, Paul; Kisslinger, Carl; 외., 편집. (2002). 《International handbook of earthquake and engineering seismology.》. Amsterdam: Academic Press. ISBN 9780080489223.

[25] “IASPEI standard phase list”. International Seismological. 2019년 4월 7일에 확인함.

[26] 관리자, 사이언스올. “주시 곡선(travel time curve) 과학문화포털 사이언스올”. 2021년 5월 27일에 확인함.

[27] 이기화 (2016년). 《모든 사람을 위한 지진 이야기, 274-276쪽》.

[28] 이기화 (2016년). 《모든 사람을 위한 지진 이야기, 277-278쪽》.

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+진원에서 관측지점 사이까지 지진파가 이동하는 경로는 파선도(ray diagram)로 그릴 수 있다. 대표적인 예시로 오른쪽 그림이 있다. [[반사]]를 고려할 경우 두 점 사이에 지진파가 이동할 수 있는 경로는 무한히 많다. 여기서 각 지진파의 경로는 지구를 통과하는 궤적과 위상을 나타내는 일련의 문자로 이름을 매겨 붙일 수 있다. 일반적으로 대문자는 투과파를, 소문자는 반사파를 나타낸다. 하지만 이 표기의 예외로 g, n이 있다.<ref>The notation is taken from {{cite book |last1=Bullen |first1=K.E. |title=An introduction to the theory of seismology |last2=Bolt |first2=Bruce A. |date=1985 |publisher=Cambridge University Press |isbn=978-0521283892 |edition=4th |location=Cambridge}} and {{cite book |title=International handbook of earthquake and engineering seismology. |date=2002 |publisher=Academic Press |isbn=9780080489223 |editor-last1=Lee |editor-first1=William H.K. |editor-link=William H. K. Lee |location=Amsterdam |editor-last2=Jennings |editor-first2=Paul |editor-last3=Kisslinger |editor-first3=Carl |editor-last4=Kanamori |editor-first4=Hiroo |display-editors=3}}</ref><ref>{{cite web |last1=<!-- Staff writer --> |title=IASPEI standard phase list |url=http://www.isc.ac.uk/standards/phases/ |publisher=International Seismological |access-date=7 April 2019}}</ref>
 == 주시곡선 ==

v t e 지진 이론
표제	진원 및 진원역 진앙 진원 깊이 발진기구 CMT해 지진 모멘트 단층 매개변수 지진 규모 리히터 규모 (M_L) 실체파 규모 (M_B) 표면파 규모 (M_s) 모멘트 규모 (M_w) 일본 기상청 규모 (M_j) 지진 진도 JMA 계급 진도7 MMI 계급 MSK 계급 CSIS 계급 CWB 계급 EMS-98 계급 최대 지반 가속도 (PGA) 최대 지반 움직임 (PGV)
종류	판경계간 지진 판내부 지진 해양판 내부 지진 대륙 지각 내부 지진 화산성 지진 인공지진 비지진성 움직임 정상 미끄러짐 슬로우 슬립 크리프 단층 전진 - 본진 - 여진 군발지진 유발지진 / 연동형 지진 해일지진 이중지진 해저지진 천발지진 - 중발지진 - 심발지진
원인·매커니즘	단층지진설 탄성반발설 마그마 관입설 조석지진설 고유지진설 지진공백역설 지진활동기설 활동 구조 단층 습곡 판 구조론 애스패리티 변형력 변형도 지진동 초기미동 주요동 지진파 이상진역 표층지반증폭률
관측·조사	지진계 지진관측망 세계 표준 지진관측망 고감도 지진관측망 강진관측망 DONET DONET2 수도권 지진관측망 일본해구 해저지진해일 관측망 측지측량 틸트미터 왜곡측정기 합성개구레이다 GPS 초장기선 간섭 관측법 지질 조사 굴착조사 단층탐사 문헌조사
피해·대책	지진재해 머드플로우 토양액상화 융기와 침강 해진 지진해일 지진공학 내진 제진 면진 내진 기준 내진 진단 감진계 지진경보체계 지진조기경보 사용자 맞춤형 지진정보서비스 유레다스 긴급지진속보 AQUA 시스템 국가지진열도속보 및 예경공정 난카이 해곡 지진 관련 정보
과거의 지진	과거의 지진 목록 역사지진 고지진
예지·예측	지진 예지 및 예측 확률적 지진 위험 추정 지진위험도 지진 전조 현상 프리슬립 굉관이상현상
지진학	지진발생물리학 강진동지진학 지구 내부 물리학
타 천체의 지진	월진 일진 기타 천체