그림자 영역

지진 그림자 영역은 지진계가 지진으로부터 직접 P파 및/또는 S파를 감지할 수 없는 지구 표면의 영역이다. 이것은 지구 표면 내의 액체 층이나 구조물 때문이다. 가장 인지도가 높은 그림자 영역은 P파가 굴절되고 S파가 액체 외부 중심에서 정지하는 코어망틀 경계 때문이다. 그러나 액체 경계나 몸체는 그림자 영역을 만들 수 있다. 예를 들어, 충분한 용해율을 가진 마그마 저수지는 지진 그림자 구역을 만들 수 있다.

다음에 대한 시리즈 일부
지진
종류들 전방충격 여진 블라인드 스러스트 더블트 인터플레이트 인트라필트 메가트러스트 원격 트리거 느리다 잠수함 대하 쓰나미 지진이 떼를 지어 일어나다.
원인들 단층 이동 화산주의 유도 지진도
특성. 진앙 하이포켄터 그림자 영역 지진파 P파 S파
측정 지진계 지진 규모 척도 내진 강도 척도
예측 조정 위원회 지진 예측 예측
기타 항목 전단파 분열 애덤스-윌리엄슨 방정식 플린-엥달 지방 지진공학 지진석 지진학
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배경

지구는 지각, 맨틀, 내심, 외심 등 다른 구조로 이루어져 있다. 지각, 맨틀, 그리고 내부 중심은 전형적으로 고체지만, 외부 중심은 완전히 액체다.^[1] 액체 외심은 지질학자 리처드 올덤에 의해 1906년에 처음 보여졌다.^[2] 올덤은 각종 지진에서 발생한 지진계를 관찰했으며 일부 지진 관측소는 직접 S파를 기록하지 않았으며, 특히 지진의 저점입구에서 120° 떨어진 곳에서는 더욱 그러했다.^[3]

1913년 베노 구텐베르크는 P파의 지진 속도의 급격한 변화와 중심-망토 경계에서 S파의 소멸을 알아차렸다. 구텐베르크는 이를 구텐베르크 불연속이라고 부르며 고체 맨틀과 액체 외심 때문이라고 설명했다.^[4]

지진파 특성

지구 내의 액체층 및/또는 구조를 식별하는 데 있어 주요 관찰 제약조건은 지진학에서 비롯된다. 지진이 일어나면 지진파가 지진의 저점입구에서 세로로 방출된다.^[5] 두 종류의 몸파는 지구를 통과한다: 일차 지진파(P파)와 이차 지진파(S파). P파는 파동이 전파하는 방향과 같은 방향으로 이동하며 S파는 파동 전파에 수직인 움직임(전파)으로 이동한다.^[6]

P파는 지구의 액체 외핵에 의해 굴절되며 하이포켄터에서 104°와 140°(약 11,570km와 15,570km 사이 또는 7,190과 9,670mi 사이) 사이에 감지되지 않는다.^[7][8] 이는 지진파가 경계와 부딪혀 굴절되거나 반사되는 스넬의 법칙 때문이다. 이 경우 P파는 밀도 차이로 인해 굴절되어 속도가 크게 감소한다.^[7][9] 이것은 P파 섀도우존으로 여겨진다.^[10]

S파는 액체외부를 통과할 수 없고 진앙에서 104°(약 11,570km 또는 7,190mi) 이상 검출되지 않는다.^[7][11][12] 이는 S파 섀도존으로 간주된다.^[10] 다만 외부코어를 통해 굴절돼 외부코어를 빠져나갈 때 다른 P파(PKP파)에 굴절되는 P파는 그림자 영역 내에서 감지할 수 있다. 또한 외부 코어에 진입할 때 P파에 굴절된 후 외부 코어를 이탈할 때 S파에 굴절되는 S파도 그림자 영역(SKS파)에서 검출할 수 있다.^[7][13]

그 이유는 P파와 S파의 속도는 그들이 이동하는 물질의 다른 특성들과 각각의 경우에 그들이 공유하는 다른 수학적 관계에 의해 좌우되기 때문이다. 세 가지 속성은 다음과 같다. 세 가지 속성은 압축성($$${\displaystyle }$ ${\displaystyle$ k$}),$ 밀도(${\displaystyle }$ ${\displaystyle p$ 경성(${\displaystyle }$ ${\displaystyle u})$이다.$$^[11][14]

P파 속도는 다음과 같다.

${\displaystyle {\sqrt {(k+{\tfrac {4}{3}u)/p}}}$

S파속도는 다음과 같다.

${\displaystyle {\sqrt {(u/p)}}$

S파속도는 그것이 통과하는 물질의 강성에 전적으로 의존한다. 액체는 강성이 0으로 되어 있어 액체를 통과할 때 S파 속도를 낸다. 전체적으로 S파는 전단파, 전단응력은 액체에서 발생할 수 없는 변형이다^{[disambiguation needed]}.^[11][12][14] 반대로 P파는 압축파이며 강성에 부분적으로만 의존한다. P파는 액체를 통과할 때 여전히 어느 정도 속도를 유지한다(매우 감소할 수 있다).^{[7][8][14][15]}

기타 관찰 및 시사점

코어-망틀 경계선이 가장 큰 그림자 영역을 드리우고 있지만 마그마 본체와 같은 작은 구조물도 그림자 영역을 드리울 수 있다. 예를 들어 1981년 파엘 에이나르손은 아이슬란드 북동부의 크라플라 칼데라에 대한 지진 조사를 실시했다.^[16] 이 연구에서 에이나르손은 칼데라 위에 촘촘히 늘어선 지진계를 놓고 발생한 지진을 기록했다. 그 결과 지진계는 S파 및/또는 작은 S파 진폭의 부재를 보여주었다. 에이나르손은 이러한 결과가 마그마 저수지의 원인이라고 풀이했다. 이 경우 마그마 저수지는 S파가 직접 영향을 미치기에 충분한 용해율을 가진다.^[16] S파가 기록되지 않은 지역에서는 고체 알갱이가 닿지 않는 충분한 액체를 S파가 만나고 있다.^[17] 감쇠^{[disambiguation needed]}(작은 적성) S파가 심한 지역에서는 아직 녹기 전이지만 S파가 마그마 저수지 부분을 통과할 수 있는 곳에는 충분한 고체 알갱이가 닿아 있다.^[12][15][18]

2014~2018년 대만의 지구물리학자 청호른 린은 대만 타툰 화산 그룹 아래 마그마 저수지를 조사했다.^[19][20] 린과 연구진은 타툰 화산 그룹 위나 근처에서 깊은 지진과 지진계를 이용해 P와 S 파형의 변화를 파악했다. 그들의 결과는 P파 지연과 S파가 여러 곳에 없는 것을 보여주었다. 린은 이번 발견이 S파 섀도우존을 형성하는 적어도 40%의 용융을 가진 마그마 저수지 때문이라고 설명했다.^[19][20] 그러나, 국립 충청대학교가 실시한 최근 연구는 밀집된 지진계를 사용했고 마그마 저수지와 일치하는 S파 감쇠만을 보았다.^[21] 본 연구에서는 린이 관측한 S파 그림자 영역의 원인을 조사했으며, 이를 필리핀 해판 서브덕팅 위의 마그마 디아피르에 기인했다. 마그마 저수지는 아니었지만 S파 섀도우존을 일으킬 정도의 용융/액체를 가진 구조물이 남아 있었다.^[21]

그림자 영역의 존재, 더 구체적으로는 S파 그림자 영역의 존재는 전 세계 화산의 폭발성에 영향을 미칠 수 있다. 화산이 rhological lockup(화산이 폭발하거나 폭발하지 않을 때의 비율 결정 분율) 아래로 내려가기에 충분한 비율을 가지고 있을 때, 이것은 화산이 폭발할 수 있게 만든다.^[22][23] 화산의 용해율을 결정하는 것은 예측 모델링과 현재와 미래의 위험을 평가하는 데 도움이 될 수 있다. 적극적으로 분출하는 화산인 이탈리아 에트나산에서는 2021년 수신기가 마그마실 위 어디에 위치하느냐에 따라 일부 지역에서는 S파가 없고 다른 지역에서는 S파가 크게 감쇠한다는 연구 결과가 나왔다.^[24] 앞서 2014년에는 2014년 12월 28일 분출로 이어지는 메커니즘을 모델링하는 연구가 진행되었다. 이 연구는 30-70%의 용해 사이에 분화가 일어날 수 있다는 것을 보여주었다.^[25]

참고 항목

• 지진파
• 레이 트레이싱(물리학)
• P파
• S파
• 스넬의 법칙
• 지구의 구조
• 코어-망틀 경계

참조