지진파

Seismic wave
이 기사는 지구를 통과하는 파도에 관한 것이다.「지진해파」라고 불리는 해파에 대해서는, 쓰나미를 참조해 주세요.
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지진
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종류들
원인들
특성.
측정.
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기타 토픽
체파 및 표면파
지진계의 p파와 s파
지구의 지진파 속도 대 깊이.[1]외핵의 S파 속도는 무시할 수 있는 반면, 고체 내핵의 S파 속도는 0이 아니다.

지진파는 지구를 통과하는 음향 에너지의 파동이다.그것들은 지진, 화산 폭발, 마그마의 움직임, 대규모 산사태, 그리고 저주파 음향 에너지를 방출하는 대형 인공 폭발의 결과이다.지진파는 지진학자들에 의해 연구되며, 지진계, 하이드로폰(물속), 가속도계를 사용하여 파장을 기록한다.지진파는 다양한 자연 및 인공 발생원에서 발생하는 지속적인 저진폭 진동인 지진 소음(주변 진동)과 구별된다.

지진파의 전파 속도는 매질의 밀도와 탄성 및 파형의 종류에 따라 달라진다.속도는 지각과 맨틀의 깊이에 따라 증가하는 경향이 있지만 맨틀에서 [2]외핵으로 가면서 급격히 떨어집니다.

지진은 다른 속도를 가진 뚜렷한 유형의 파동을 만들어 낸다; 지진 관측소에 도달할 때, 그들의 다른 이동 시간은 과학자들이 저중심의 근원을 찾는 데 도움을 준다.지구물리학에서 지진파의 굴절 또는 반사는 지구 내부의 구조에 대한 연구를 위해 사용되며, 인간이 만든 진동이 종종 얕은 지표면 아래 구조를 조사하기 위해 발생한다.

종류들

많은 종류의 지진파 중에서 지구를 통과하는 체파와 [3]: 48–50 [4]: 56–57 지표면을 통과하는 표면파를 크게 구분할 수 있다.

이 기사에서 설명한 것 외에 다른 파동 전파 방식도 존재한다. 지구 전달 파동의 경우 상대적으로 중요하지 않지만 별자리의 경우 중요하다.

  • 체파는 지구 내부를 통과한다.
  • 표면파는 표면을 가로질러 이동한다.표면파는 3차원으로 이동하는 체파보다 거리에 따라 천천히 붕괴한다.
  • 표면파의 입자 운동은 체파보다 크기 때문에 표면파가 더 큰 피해를 주는 경향이 있다.

체파

체파는 밀도와 계수(강성)의 관점에서 물질 특성에 의해 제어되는 경로를 따라 지구 내부를 통과합니다.밀도 및 계수는 온도, 조성 및 재료상에 따라 달라집니다.이 효과는 광파의 굴절과 유사합니다.두 가지 유형의 입자 운동이 두 가지 유형의 체파를 발생시킵니다. 1차파와 2차파입니다.

일차파

주요 기사 : P-wave

1차파(P-wave)는 종방향의 압축파입니다.P파는 지진계 관측소에 가장 먼저 도착하기 위해 지구를 통과하는 다른 파장보다 빠르게 이동하는 압력파이다. 그래서 "Primary"라는 이름이 붙었다.이러한 파장은 유체를 포함한 모든 종류의 물질을 통과할 수 있으며 S파보다 거의 1.7배 더 빠르게 이동할 수 있습니다.공기 중에서 그들은 음파의 형태를 취하기 때문에 음속으로 이동합니다.일반적인 속도는 공기 중 330m/s, 물 중 1450m/s, 화강암 중 약 5000m/s입니다.

이차파

주요 기사 : S-wave

2차파(S-wave)는 본질적으로 횡단하는 전단파입니다.지진 발생 후 S파는 빠르게 움직이는 P파 이후 지진계 관측소에 도착해 전파 방향에 수직으로 지면을 이동시킨다.전파 방향에 따라 파형이 다른 표면 특성을 가질 수 있습니다. 예를 들어 수평 편파 S파의 경우 지면이 교대로 한쪽으로 이동한 다음 다른 쪽으로 이동합니다.액체(액체 및 기체)는 전단 응력을 지원하지 않기 때문에 S파는 고체를 통해서만 이동할 수 있습니다.S파는 P파보다 느리고 속도는 일반적으로 주어진 물질에서 P파의 약 60%입니다.전단파는 어떤 액체 [5]매체도 통과할 수 없기 때문에 지구 외핵에 S파가 없다는 것은 액체 상태를 암시한다.

표면파

지진 표면파는 지구 표면을 따라 이동한다.그것들은 기계적 표면파의 한 형태로 분류될 수 있다.그것들은 표면에서 멀어질수록 줄어들기 때문에 표면파라고 불립니다.그것들은 지진체파(P와 S)보다 더 느리게 이동한다.큰 지진에서는 표면파의 진폭이 수 센티미터가 [6]될 수 있다.

레일리파

주요 기사:레일리파

그라운드롤이라고도 불리는 레일리파는 물 표면에서의 파도와 유사한 움직임을 가진 파동으로 이동하는 표면파이다(그러나 얕은 깊이의 관련 입자 운동은 역행하며, 레일리 및 다른 지진파에서의 복원력은 물처럼 중력이 아니라 탄성이 있다).이 파도의 존재는 1885년 존 윌리엄 스트럿, 레일리 경에 의해 예견되었다.이들은 체파보다 느리며, 일반적인 균질 탄성 매체의 경우 S파 속도의 약 90%입니다.층상 매체(지각 및 상부 맨틀과 같은)에서 레일리파의 속도는 주파수와 파장에 따라 달라집니다.'양파'도 참조하십시오.

사랑의 물결

주요 기사 : 러브 웨이브

러브파는 수평 편파 전단파(SH파)로, 유한 [7]두께의 상층에 의해 반무한 매질 오버레이가 존재하는 경우에만 존재한다.그것들은 1911년에 파도의 수학적 모형을 만든 영국의 수학자 A.E.H. 러브의 이름을 따서 지어졌다.이들은 보통 S파 속도의 약 90%인 레일리파보다 약간 빠르게 이동하며 진폭이 가장 크다.

스톤리 웨이브

주요 기사:스톤리파

스톤리 파형은 고체-유체 경계를 따라 또는 특정 조건 하에서 고체-고체 경계를 따라 전파되는 경계파(또는 계면파)의 일종입니다.스톤리 파형의 진폭은 두 접촉 매체 사이의 경계에서 최대값을 가지며 각각의 깊이를 향해 기하급수적으로 감소합니다.이러한 파형은 유체가 채워진 시추공의 벽을 따라 생성될 수 있으며, 수직 지진 프로파일(VSP)에서 일관된 소음의 중요한 원천이며, 음파 [8]기록에서 소스의 저주파 성분을 구성한다.스톤리 파동에 대한 방정식은 [9]캠브리지 지진학 명예 교수인 로버트 스톤리 박사 (1894–1976)에 의해 처음 제시되었다.

통상 모드

두 시간 동안1 트로이덜 T 발진을 위한 운동 감각입니다.
타원형2 S 발진을 위한 운동 체계입니다.점선은 노달(0) 선을 나타냅니다.화살은 움직임의 감각을 준다.

지구의 자유 진동은 반대 방향으로 이동하는 두 표면파 사이의 간섭의 결과인 정재파입니다.레일리파의 간섭은 구상진동 S를 발생시키는 반면 러브파의 간섭은 트로이덜 진동 T를 발생시킨다.발진 모드는 세 가지 숫자에 의해 지정됩니다. 여기서nlm l은 각도 순서 번호(또는 구면 고조파 도 참조)입니다. 자세한 내용은 구면 고조파 참조).숫자 m은 방위 순서 번호입니다.-l부터 +l까지의 2l+1 값을 취할 수 있습니다.숫자 n은 반지름 순서 번호입니다.즉, 반경에 n개의 제로 교차가 있는 파동을 의미합니다.구면대칭 지구의 경우 주어진 n과 l의 주기는 m에 의존하지 않는다.

구상 진동의 예로는 지구 전체의 팽창과 수축을 수반하는 "호흡" 모드0 S와 두 개의 교대 방향을 따라 팽창을 수반하는 "럭비" 모드2 S가 있으며 약 54분의 주기를 가지고 있습니다.모드1 S는 외력을 [3]필요로 하는 무게중심의 변화가 필요하기 때문에 존재하지 않는다.

기본 트로이덜 모드 중 T는 지구의1 자전 속도의 변화를 나타내지만, 지진학에서 활용하기에는 너무 느리다.모드2 T는 북반구와 남반구의 비틀림을 나타냅니다.주기는 약 44분입니다.[3]

1960년 칠레 대지진 때 지구의 자유 진동을 처음으로 관측했다.현재 수천 개의 모드가 알려져 있습니다.이러한 데이터는 지구 내부의 대규모 구조를 결정하는 데 사용됩니다.

지구 맨틀과 핵의 P와 S파

지진이 발생하면 진원지 근처의 지진계는 P파와 S파를 모두 기록할 수 있지만, 더 멀리 떨어져 있는 지진계는 더 이상 첫 번째 S파의 높은 주파수를 감지하지 못한다.전단파가 액체를 통과할 수 없기 때문에, 이 현상은 리처드 딕슨 올드햄에 의해 증명된 것처럼, 지구가 액체 상태의 외핵을 가지고 있다는 현재 잘 확립된 관찰에 대한 최초의 증거였다.이러한 종류의 관측은 최근 측지학 연구에 따르면 핵이 여전히[citation needed] 녹고 있는 것으로 나타나지만, 지진실험을 통해 달이 단단한 핵을 가지고 있다고 주장하는데도 사용되었습니다.

표기법

지진파 경로

파형이 초점과 관측점 사이에서 통과하는 경로는 종종 광선 다이어그램으로 그려집니다.위의 그림에 그 예를 나타냅니다.반사를 고려할 때 파동이 통과할 수 있는 경로는 무한히 많습니다.각 경로는 지구를 통과하는 궤적과 위상을 설명하는 문자 세트로 표시됩니다.일반적으로 대문자는 투과파를, 소문자는 반사파를 나타낸다.이에 대한 두 가지 예외는 "g"와 "n"[10][11]인 것 같습니다.

c 파도는 외핵에 반사된다
d 깊이 d의 불연속부에서 반사된 파동
g 지각만을 통과하는 파도
i 내핵에 반사되는 파동
I 내핵의 P파
h 내핵의 불연속부로부터의 반사
J 내핵의 S파
K 외핵의 P파
L a LT-Wave라고 불리기도 하는 사랑의 물결(둘 다 대문자이지만 Lt는 다르다)
n 지각과 맨틀의 경계를 따라 이동하는 파도
P 맨틀의 P파
p 초점에서 지표로 상승하는 P파
R 레일리파
S 맨틀의 S파
s 초점에서 지표로 상승하는 S파
w 파도는 바다 밑바닥에 반사된다
파동이 표면에서 반사될 때 문자가 사용되지 않음

예를 들어 다음과 같습니다.

  • SCP는 S파로서 지구 중심을 향해 이동하기 시작하는 파동이다.외부 코어에 도달하면 파장은 P파로 반사됩니다.
  • sPKIKP는 S파로서 지표면을 향해 이동하기 시작하는 파동 경로입니다.표면에서는 P파로 반사됩니다.그러면 P파는 외핵, 내핵, 외핵, 맨틀을 통과합니다.

이벤트 위치 파악 시 P 및 S 파형의 유용성

지진의 진원지/진원지는 적어도 3개의 서로 다른 위치에서 발생한 지진 데이터를 사용하여 계산한다.하이포센터/Epicenter는 여기 일본, 호주, 미국에서 보여지는 세 개의 관측소를 중심으로 하는 세 개의 원의 교차점에서 발견됩니다.각 원의 반지름은 해당 스테이션의 P파와 S파의 도착 시간 차이에서 계산됩니다.

국지적 지진이나 인근 지진의 경우 P와 S파의 도달 시간 차이를 이용하여 사건까지의 거리를 결정할 수 있다.전지구적 거리에서 발생한 지진의 경우, 3개 이상의 지리적으로 다양한 관측소(공통 클럭을 사용하여)에서 P파 도착을 기록함으로써 사건에 대한 지구상의 고유한 시간과 위치를 계산할 수 있다.일반적으로 수십 또는 수백 개의 P파 도달이 하이포센터를 계산하는 데 사용됩니다.하이포센터 계산에 의해 발생하는 불일치를 "잔차"라고 합니다.0.5초 이하의 잔차는 원격 사건의 경우 일반적이고, 0.1–0.2초의 잔차는 국지 사건의 경우 일반적이며, 이는 보고된 대부분의 P 도착이 계산된 하이포센터와 잘 맞아떨어짐을 의미한다.일반적으로 위치 프로그램은 사건이 약 33km 깊이에서 발생했다고 가정하고 시작한 다음 깊이를 조정하여 잔차를 최소화합니다.대부분의 사건들은 약 40km보다 낮은 깊이에서 발생하지만, 어떤 사건들은 700km까지 발생한다.

전파에 의한 P파 및 S파 공유

200km 미만의 지진파 원점까지의 거리를 측정하는 빠른 방법은 P파와 S파의 도달 시간 차이를 초 단위로 계산해 초당 8km를 곱하는 것이다.현대의 지진 어레이는 보다 복잡한 지진 위치 기술을 사용한다.

원격 지진 거리에서는 처음 도착한 P파가 맨틀 깊숙이 이동하며, 지진 관측소가 위치한 지구 표면으로 다시 이동하기 전에 행성의 외부 핵으로 굴절되었을 수 있습니다.파도는 지진으로부터 일직선으로 이동했을 때보다 더 빠르게 이동한다.이는 행성 내 속도가 현저하게 증가했기 때문에 호이겐스의 원리라고 불립니다.행성의 밀도는 깊이에 따라 증가하는데, 이것은 파도를 느리게 만들지만, 암석의 계수는 훨씬 더 많이 증가하기 때문에, 깊이는 더 빠르다는 것을 의미한다.따라서 루트가 길수록 시간이 단축될 수 있습니다.

정확한 하이포센터를 계산하려면 이동 시간을 매우 정확하게 계산해야 합니다.P파는 초속 수 킬로미터로 이동하기 때문에 이동 시간 계산에서 0.5초라도 어긋나면 거리 면에서 수 킬로미터의 오차가 발생할 수 있습니다.실제로 많은 관측소에서 P가 도착하고 오차가 상쇄되므로 계산된 진앙은 전 세계에서 약 10-50km 정도로 매우 정확할 것이다.캘리포니아에 있는 센서와 같은 주변 센서의 밀집 배열은 약 1km의 정확도를 제공할 수 있으며 지진 파형의 교차 상관에 의해 타이밍을 직접 측정하면 훨씬 더 높은 정확도가 가능하다.

「 」를 참조해 주세요.

레퍼런스

  1. ^ 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. Archived (PDF) from the original on 24 August 2016.
  2. ^ Shearer 2009, 개요
  3. ^ a b c 시어러 2009, 8장(웨이백 머신에서 에라타 아카이브 2013-11-11 참조)
  4. ^ Seth Stein; Michael Wysession (1 April 2009). An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. John Wiley & Sons. ISBN 978-14443-1131-0.
  5. ^ "Seismic Waves". Burke Museum of Natural History and Culture. Retrieved March 24, 2019.
  6. ^ Sammis, C.G.; Henyey, T.L. (1987). Geophysics Field Measurements. Academic Press. p. 12. ISBN 978-0-08-086012-1.
  7. ^ Sheriff, R. E.; Geldart, L. P. (1995). Exploration Seismology (2nd ed.). Cambridge University Press. p. 52. ISBN 0-521-46826-4.
  8. ^ 슐럼버거 유전 용어집스톤리 웨이브.
  9. ^ Robert Stoneley, 1929년 ~2008년..스톤리 웨이브 발견과 관련된 아들의 사망 기사입니다.
  10. ^ 표기법 Bullen, K.E.에서 찍은 사진이다.볼트는 브루스 A.(1985년).지진학(4판)의 이론에 대한 소개.캠브리지:캠브리지 대학 출판부.아이 에스비엔 978-0521283892. 그리고 이, 윌리엄 헨리, 제닝스, 폴, Kisslinger, 칼,(알., eds.(2002년).지진과 공학 지진학의 국제적인 지침서.암스테르담:학술 출판부.아이 에스비엔 9780080489223.
  11. ^ "IASPEI standard phase list". International Seismological Centre. Retrieved 7 April 2019.

원천

  • Shearer, Peter M. (2009). Introduction to Seismology. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-88210-1.

외부 링크

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