지진소음

Seismic noise

지구물리학, 지질학, 토목공학 및 관련 학문에서 지진소음은 다수의 원인에 의해 상대적으로 지속적인 지반진동의 총칭이며, 지진계에 의해 기록된 신호의 해석 불가능하거나 원치 않는 구성요소인 경우가 많다.

물리적으로 지진 소음은 주로 표면 또는 가까운 표면 발생원에 의해 발생하며, 따라서 대부분 탄성 표면파로 구성된다. 저주파파파(1Hz 이하)는 보통 미세세시즘이라고 하고 고주파파(1Hz 이상)는 마이크로트리머라고 한다. 지진파의 주요 발생원으로는 인간의 활동(운송 또는 산업 활동), 바람과 다른 대기 현상, 강, 해양 파동이 있다.

지진 소음은 지질학, 석유 탐사, 수문학, 지진 공학, 구조 건강 모니터링을 포함하여 지진학에 의존하는 모든 분야와 관련이 있다. 흔히 이러한 분야에서는 주변파장 또는 주변진동이라고 불린다(단, 후기는 공기, 건물 또는 지지 구조물을 통해 전달되는 진동을 가리킬 수도 있다).

지진 소음은 종종 지진 감시와 연구, 정밀 밀링, 망원경, 중력파 탐지기, 수정 성장 등 외부 진동에 민감한 활동에 성가신 경우가 많다. 그러나 지진 소음은 또한 교량, 건물, 댐과 같은 토목 공학 구조물의 저변 및 시간 변동 동적 특성 결정, 많은 규모의 지표면 하부 구조물에 대한 지진 연구, 종종 지진 간섭 측정 방법을 사용함, 충적혈과 같은 환경 모니터링을 포함하여 실용적인 용도를 가지고 있다.mology; 지진 중 국지 및 국지적 지상 대응의 특성을 나타내는 지진 미세조화 지도 추정.

원인들

지진 소음의[1] 기원에 대한 연구는 스펙트럼의 저주파 부분(1Hz 이하)이 주로 자연적인 원인, 주로 해양 파동에 기인한다는 것을 보여준다. 특히 0.1에서 0.3 Hz 사이의 전지구적으로 관측된 피크는 거의 동일한 주파수의 수파의 상호작용과 분명히 관련이 있지만 반대 방향으로 프로빙된다.[2][3][4][5] 고주파(1Hz 이상)에서는 지진 소음이 주로 도로 교통이나 산업 작업과 같은 인간의 활동에 의해 발생하지만, 강을 포함한 자연적인 원천도 있다.[6] 1Hz 이상에서는 바람과 다른 대기 현상도 지면 진동의 주요 원인이 될 수 있다.[7][8]

지진 활동이 적은 기간 동안 감지되는 인공 소음에는 카메룬에서 발을 구르는 축구팬의 "발찌르기"가 포함된다.[9]

비인체 유발 활동에는 아프리카 해안에 집중된 반사 폭풍파에 의해 발생한다고 생각되는 기니만의 Bight of Bonny를 중심으로 26~28초(0.036–0.038Hz)의 간격으로 펄스가 비교적 얕은 해저에서 작용하는 것이 포함된다.[9]

물리적 특성

지진 소음 진동의 진폭은 일반적으로 0.1 ~ 10 μm/s이다. 주파수의 함수로서 높은 배경 소음 모델과 낮은 배경 소음 모델은 전 세계적으로 평가되었다.[10]

지진 소음은 적은 수의 신체파(P-파, S파)를 포함하지만 표면파(사랑파, 레일리파)는 표면원 공정에서 우선 흥분하기 때문에 우세하다. 이러한 파동은 분산적이며, 이는 위상 속도가 주파수에 따라 변화한다는 것을 의미한다(일반적으로 주파수가 증가하면 감소한다). 산포 곡선(주파수의 함수로써 위상 속도 또는 느림)은 깊이가 있는 전단파 속도의 변화에 관련되기 때문에, 표면하 지진 구조와 역 문제를 결정하는 비침습적 도구로 사용할 수 있다.

역사

정상적인 조건에서 지진 소음은 진폭이 매우 낮아 인간이 느낄 수 없으며, 또한 19세기 말 대부분의 초기 지진계로 기록하기에는 너무 낮았다. 그러나 20세기 초까지 일본의 지진학자 오모리 후사키치는 이미 진폭이 확대된 건물에서 주변 진동을 기록할 수 있었다. 그는 공명 주파수를 만드는 것을 결정하고 그 진화를 손상의 함수로서 연구했다.[11] 세계적으로 가시적인 30 s–5 초의 지진 소음은 지진학 역사 초기에 바다에서 발생한 것으로 인식되었고, 1950년에 롱구엣 하이긴스에 의해 그 발생에 대한 포괄적인 이론이 발표되었다. [2] 2005년경부터 시작된 이론, 방법론 및 데이터 진보에 의해 추진된 지진 간섭계에서의 급속한 발전은 지진 소음의 적용에 대한 주요한 새로운 관심을 야기했다.

토목공학

1933년 캘리포니아 롱비치 지진 이후 D가 주도한 대규모 실험 캠페인이 벌어졌다. S. Carder는[12] 1935년에 200개 이상의 건물에서 주변 진동을 기록하고 분석하였다. 이 데이터는 건물의 공명 주파수를 추정하기 위해 설계 코드에 사용되었지만, 이 방법에 대한 관심은 1950년대까지 떨어졌다. 구조물의 주변 진동에 대한 관심은 더욱 커졌으며, 특히 캘리포니아와 일본에서는 G를 포함한 지진 기술자들의 작업 덕분에 더욱 커졌다. 하우즈너, D. 허드슨, K. 카나이, T. 다나카, 기타 등등.[13]

그러나 공학에서는 진폭을 증가시키고 진동원과 그 시스템 식별 방법을 제어할 수 있는 강제 진동 기법에 의해 적어도 한동안은 주변 진동을 대체했다. 비록 M이긴 하지만. 트리푸낙은 1972년에 주변 진동과 강제 진동이 동일한 결과를 초래한다는 것을 보여주었고,[14] 주변 진동 기법에 대한 관심은 1990년대 후반에야 높아졌다. 비교적 저렴한 비용과 편리함, 그리고 최근 녹음 장비와 연산 방법의 개선으로 인해 그들은 이제 꽤 매력적이 되었다. 그들의 저선 동적 탐침 결과는 최소한 건물이 심하게 손상되지 않은 한 강한 흔들림에서 측정된 동적 특성에 충분히 가까운 것으로 나타났다.[15]

지질학과 지구물리학의 과학적 연구와 응용

1950년대에 핵실험 감시를 위한 지진계의 향상과 지진 배열의 발달로 지구 지진 소음에 대한 기록은 크게 확대되었다. 이 기록들을 분석하기 위한 당시 주요 공헌은 일본 지진학자 K씨로부터 나왔다. 1957년 아키[16]. 그는 오늘날 지역 내진 평가에 사용되는 공간 자기 상관(SPAC), 주파수 관측 번호(FK), 상관 관계 등 몇 가지 방법을 제안했다. 그러나, 지진 관측소의 시계 정밀도가 낮기 때문에 이 방법들의 실질적인 실행은 당시에는 불가능했다.

계측과 알고리즘의 개선은 1990년대 동안 그러한 방법에 대한 새로운 관심을 이끌었다. Y. 나카무라는 1989년에 현장의 공명 주파수를 도출하기 위해 수평 대 수직 스펙트럼 비(H/V) 방법을 재발견했다.[17] 나카무라는 전단파가 마이크로트레모를 지배한다고 가정했을 때 주변 진동의 H/V 스펙트럼 비율이 지면과 현장의 암반 사이의 S파 전달 기능과 거의 동일하다고 보았다. (단, 이 가정은 SEASH 프로젝트에서 의문을 제기하였다.)

1990년대 후반 지진 소음 데이터에 적용된 배열 방법은 전단파 속도 프로필 측면에서 지상 특성을 산출하기 시작했다.[18][19][20][21] European Research 프로젝트 (2004–2006)는 지역 지반 특성에 의한 지진 증폭을 추정하기 위해 지진 소음의 사용을 표준화하기 위해 노력했다.

지진 소음의 현재 사용

지표면 하부특성의 특성화

주변 진동과 무작위 지진파장의 분석은 전력 스펙트럼, H/V 피크 분석, 분산 곡선 및 자기 상관 함수를 포함하여 지표면 하부의 특성화에 사용되는 다양한 처리 방법에 동기를 부여한다.

단일 스테이션 방법:

  • 전력 스펙트럼 계산(예: 패시브 지진). 예를 들어, 해양배경 마이크로세이즘의 동력 스펙트럼 밀도 특성 모니터링과 지구 전역 및 지역 분산 관측소에서 매우 긴 시간 동안 웅성거리는 지구의 해양파 에너지, 특히 매년 변화하는 극지해빙의 해양파 감쇠 특성을 포함한 근해 환경에서 해양파 에너지의 대용 추정치를 제공한다. [23][24]

[25] [26]

  • HVSR(H/V 스펙트럼 비율): H/V 기법은 특히 주변 진동 기록과 관련이 있다. Bonnefoy-Claudet 등에서는 수평 대 수직 스펙트럼 비율의 피크가 주변 소음에서 이러한 다양한 유형의 파동의 비율에 따라 Rayleigh 타원성 피크, 사랑파의 에어리 페이즈 및/또는 SH 공명 주파수와 연계될 수 있다는 것을 보여주었다.[27] 우연히 이러한 모든 값은 주어진 지면에 대해 거의 동일한 값을 제공하므로 H/V 피크가 현장의 공진 주파수를 추정할 수 있는 신뢰할 수 있는 방법이 된다. 암반 위의 1개의 침전물 층에 대해, 이 값0 f는 S파s V의 속도와 다음의 퇴적물 의 와 관련이 있다: f 0= {frac {V_} 따라서 S파 속도를 알고 암반 깊이를 지도화하는 데 사용할 수 있다. 이 주파수 피크는 다른 지진 방법을 사용하여 얻은 가능한 모델을 구속할 수 있지만 완전한 지상 모델을 도출하기에는 충분하지 않다. 더욱이 H/V 피크의 진폭은 증폭의 크기와 관련이 없는 것으로 나타났다.

배열 방법: 주변 진동을 동시에 기록하는 일련의 지진 센서를 사용하면 파장을 더 잘 이해할 수 있고 지표면의 개선된 이미지를 도출할 수 있다. 크기가 다른 여러 배열을 실현하여 결과를 병합하는 경우도 있다. 수직 성분의 정보는 레일리 파동에만 연결되어 있어 해석이 용이하지만, 세 가지 지상 운동 성분의 모두를 이용한 방법 또한 개발되어 레일리 파장과 러브 파동에 대한 정보를 제공한다. 특히 지진 간섭측정법은 상관관계에 기반한 방법을 사용하여 배경소음으로부터 지구가 받는 지진충동(녹색기능) 반응을 추정하며, 근사치부터 광범위한 설정에서 지속적으로 기록된 고품질 소음 데이터의 증가로 응용과 연구의 주요 영역이 되었다.대륙 규모에 맞추다.

토목구조물의 진동특성 특성화

지진과 같이, 주변 진동은 교량, 건물 또는 댐과 같은 토목 구조물에 진동을 일으킨다. 이 진동 선원은 사용된 방법의 가장 큰 부분에 의해 백색 소음, 즉 기록된 시스템 반응이 실제로 시스템 자체의 특성이 되도록 평평한 소음 스펙트럼으로 간주된다. 진동은 드문 경우(교량, 높은 건물)에서만 인지할 수 있다. 건물의 주변 진동도 바람과 내부 발생원(기계, 보행자 등)에 의해 발생하지만, 이러한 발생원은 일반적으로 구조물의 특성화에 사용되지 않는다. 주변 진동 하에서 시스템의 모달 특성을 연구하는 분기를 OMA(Operational modal analysis, Output-only modal analysis) 또는 Output-only modal analysis라고 하며 토목 공학에 많은 유용한 방법을 제공한다. 구조의 관찰된 진동 특성이load-bearing 시스템과 뻣뻣해 진 무거운 비-구조물 요소(공터 활용 주택 석축 패널...), 가벼운 비-구조물 요소(창문...)[31일]과 자세한 내용은 건물 토대를 완벽하게 땅 에 고정시킬 수 있는 토양과 상호 작용을 포함하여 이러한 구조의 모든 복잡성을 통합한다.dd만약 주 동작이 발생할 수 있는 경우.[32] 이는 이러한 측정값과 비교할 수 있는 모델을 생산하기 어렵기 때문에 강조된다.

단일 스테이션 방법: 구조물의 주변 진동 기록(예: 더 큰 진폭에 대한 건물 상단 바닥)의 전력 스펙트럼 계산은 공진 주파수와 최종적으로 댐핑 비율을 추정한다.

전송 함수 방법: 예를 들어 건물과 같이 지면 주변 진동이 구조물의 흥분원이라고 가정할 때, 바닥과 상단 사이의 전달 기능은 비백색 입력의 영향을 제거할 수 있다. 이는 특히 낮은 신호 대 잡음 비 신호(작은 건물/높은 수준의 지면 진동)에 유용할 수 있다. 그러나 이 방법은 일반적으로 토양 구조 상호작용의 영향을 제거할 수 없다.[32]

배열: 그것들은 구조물의 여러 지점에서 동시에 기록된다. 목표는 전체 구조물에 대한 공진 주파수, 댐핑 비율 및 모달 모양 등 구조물의 모달 파라미터를 구하는 것이다. 입력 로드를 모르는 것보다 이러한 모드의 참여 계수를 먼저 검색할 수 없다. 공통 기준 센서를 사용하여 서로 다른 배열의 결과를 병합할 수 있다.

  • 상관관계에 기반한 방법

여러 가지 방법은 동시 기록의 전력 스펙트럼 밀도 매트릭스, 즉 푸리에 도메인에서 이러한 기록의 교차 상관 매트릭스를 사용한다. 모드 커플링 또는 시스템 모달 매개변수(주파수 영역 분해 방법)의 결과가 될 수 있는 작동 모달 매개변수(피크 선택 방법)를 추출할 수 있다.

문헌에는 시스템 특성을 추출하기 위한 수많은 시스템 식별 방법이 존재하며, 구조물의 주변 진동에도 적용할 수 있다.

사회과학

COVID-19 대유행은 특히 인구밀도가 높은 지역에서 전세계적으로 인간의 교통, 산업 및 기타 활동이 현저하게 축소되는 독특한 상황을 초래했다. 고주파에서의 지진 소음의 강력한 감소에 대한 분석은 이러한 예외적인 조치가 관측된 가장 길고 가장 두드러진 지구 인공 지진 소음 감소를 초래한다는 것을 보여주었다.[33] 지진 소음은 경제 발전의 대용품으로 추가적으로 조사되었다.[34]

반전/모델 업데이트/다중 모델 접근 방식

소음 특성을 직접 측정한다고 해서 일반적으로 관심 있는 지상 구조물이나 토목 구조물의 물리적 매개변수(S파 속도, 구조 강성...)에 대한 정보를 직접 제공할 수는 없다. 따라서 실험 데이터와 비교할 수 있는 적절한 전방 문제에서 이러한 관측치(분산 곡선, 모달 모양...)를 계산하려면 모델이 필요하다. 전방 문제를 고려할 때, 물리적 모델을 추정하는 프로세스는 역방향 문제로 간주될 수 있다.

필요한 재료

획득 체인은 주로 지진 센서와 디지타이저로 이루어져 있다. 지진 관측소의 수는 단일 지점(스펙트럼, HVSR)에서 배열(3 센서 이상)에 이르는 방법에 따라 달라진다. 특정 용도를 제외하고 3개의 구성품(3C) 센서가 사용된다. 센서 감도와 코너 주파수도 애플리케이션에 따라 달라진다. 지상 측정의 경우 일반적으로 진폭이 특히 저주파에서 가속도계 감도보다 낮기 때문에 벨로미터가 필요하다. 이들의 코너 주파수는 관심 주파수 범위에 따라 다르지만, 일반적으로 0.2Hz 이하의 코너 주파수가 사용된다. 지오폰(일반적으로 4.5Hz 코너 주파수 이상)은 일반적으로 적합하지 않다. 토목 구조물의 측정의 경우 일반적으로 관심 주파수뿐만 아니라 진폭도도 더 높아 코너 주파수가 더 높은 가속도계나 벨로시계를 사용할 수 있다. 그러나 지상의 지점 기록도 그러한 실험에 관심이 있을 수 있기 때문에 민감한 기구가 필요할 수 있다. 단일 스테이션 측정을 제외하고 모든 스테이션에 공통 시간 스탬프가 필요하다. 이는 GPS 클럭, 리모컨을 사용한 공통 시작 신호 또는 여러 센서를 기록할 수 있는 단일 디지타이저를 사용하여 달성할 수 있다. 기록 지점의 상대적 위치는 수동 거리 측정 또는 차동 GPS 위치를 필요로 하는 서로 다른 기법을 위해 다소 정밀하게 필요하다.

장점과 한계

탐사 지구물리학에서 일반적으로 사용되는 활성 기술이나 지진 단층 촬영에서 사용되는 지진 기록과 비교한 주변 진동 기술의 장점.

  • 비교적 저렴하고 비침습적이며 비파괴적인 방법
  • 도시환경에 적용가능
  • 적은 데이터로 귀중한 정보 제공(예: HVSR)
  • 비교적 회수하기 쉬운 Rayleigh 파동의 분산 곡선
  • 신뢰할 수 있는 Vs30 추정치 제공

이러한 방법의 제한은 소음파장(특히 지진에서 만들어진 일반적인 가정)과 관련이 있다.

  • 관통 깊이는 배열 크기에 따라 달라지지만, 또한 배열 지오메트리에 따라 소음 품질, 분해능 및 앨리어싱 한계도 달라진다.
  • 파장의 복잡성(레이리, 러브 웨이브, 상위 모드의 해석...)
  • 대부분의 배열 방법에 대한 평면파 가정(배열 내 소스의 문제)
  • 지하 구조물의 1D 가정, 2D도 수행되었음에도 불구하고
  • 많은 지구물리학적 방법에서와 같이 풀기 어려운 역문제

참조

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