지진파 분석
최근 규모 6.0 이상의 지진이 전 세계적으로 자주 발생하고 있어 지진에 대한 경각심을 불러 일으키고 있습니다. 지진이 발생하면 관측소에서 기록된 지진파를 통해 지진에 대한 여러 가지 정보를 얻을 수 있습니다.
지진파의 종류, 전달 특성 등에 대해 익히고 지진파를 이용하여 진앙 위치, 진원 깊이 등에 대한 정보를 어떻게 얻는지 그 방법에 대해 알아보겠습니다.
실체파는 파의 진행방향과 매질의 진동방향이 나란한 P파(primary wave)와 파의 진행방향과 매질의 진동방향이 직
각인 S파(secondary wave)로 구분됩니다.
종파인 P파의 경우 매질의 부피를 변화시키며 전파되고 횡파인 S파의 경우 매질의 모양을 변화시키며 전파됩니다. 횡파는 매질의 진동방향에 따라 SH파와 SV파로 구분합니다.
표면파는 지표면을 따라 파동에너지가 전파된다. 진폭은 지표면에서 최대이고 깊이에 따라 지수 함수적으로 감소합니다. 표면파 중 러브파(L)가 먼저 도달하며 횡파(SH)와 같이 입자운동 이 진행방향에 직각을 이루는 수평방향으로 움직입니다. 반면에 레일리파(R)는 수직성분의 지진계에서 잘 관측되며 역타원 운동을 합니다.
파원에서 수신기까지 전파된 지진파의 주시는 통과한 매질의 지진파 속도, 파원과 수신기 사이의 거리, 지구 내부의 경계면 형태 등에 따라 결정됩니다. 실체파는 P파가 먼저 도달하고 나중에 S파가 도달합니다.
표면파는 일반적으로 분산되어 도달하며 파장이 긴 저주파가 먼저 도달하고 점차 파장이 짧은 고주파가 도달합니다.한 관측소에서는 세 성분의 지진을 동시에 관측합니다.
PS시를 알면 지진 기록을 이용하여 진원까지의 거리를 구할 수 있다. P파의 속도를 Vp, S파의 속도를 Vs, 진원 거리를 d, PS시를 t라고 할 때 P파가 관측소까지 오는 데 걸린 시간 tP =d/Vp이고 S파가 관측소까지 오는데 걸린 시간 ts=d/Vs로 나타낼 수 있습니다.
t=ts-tp=d/Vs-d/Vp
d=(Vp*Vs)/(Vp-Vs)*t
진앙의 위치를 알기 위해서는 적어도 세 관측소 이상의 지진기록이 필요하며 세 관측소에서의 진원거리를 반지름으로 하는 동심원을 그렸을 때, 공통현의 교점이 진앙입니다.
지진이 발생한 곳이 세 관측지점의 중심 부분에 올 수 있도록 관측소를 선정하는 것이 정확한 진앙 위치를 알아내는데 중요합니다다. 진원의 깊이는 한 관측소에서 진앙까지 선을 그렸을 때 이 선에 수직인 현의 절반입니다.
지진파를 이용한 지구 내부 이해
지구 내부의 상태를 알아보기 위해서는 주로 지진파가 이용된다. 지진파를 통해 지구 내부는 지각, 맨틀, 외핵, 내핵으로 구분할 수 있으며 어느 깊이에 불연속면들이 존재하는지 알 수 있습니다. 지진파를 이용하여 지구 내부가 어떻게 구분되는지 알아보겠습니다.
지진은 응력에 의해 어떤 매질이 탄성 변형을 받다가 탄성 한계를 초과하면 깨지면서 탄성에너지가 발생하여 사방으로 파의 형태로 전달됩니다.
지진파는 매질의 특성에 따라 속도가 달라지기 때문에 지구 내부의 물리적 특성과 구조를 어느 정도 알 수 있습니다. 지진파의 P파 속도(VP)와 S파 속도(VS)는 다음과 같이 나타낼 수 있다.
VP=√(k+4/3*μ)/ρ,
VS=√μ/ρ
여기서 체적탄성계수(k)는 압축력에 저항하는 정도를 나타내며 전단계수 혹은 강성률(μ)은 물질이 전단력에 저항하는 능력을 나타냅니다. 압축력과 전단력에 대해 저항 능력이 큰 물질은 체적탄성계수와 강성률이 큽니다.
하지만 유체의 경우는 전단력에 대한 저항력이 전혀 없어 강성률이 없습니다(μ=0). 실제로 탄성계수 k, μ와 밀도(ρ)를 알면 지진파의 속도를 구할 수 있지만 두 탄성계수를 직접 측정하는 것은 현실적으로 어렵습니다.
지진파의 속도는 지구 내부로 갈수록 일반적으로 증가하는 경향을 나타낸다. 이것은 지구 내부로 갈수록 물질이 잘 다져지고 고결됨에 따라 탄성이 증가하여 k와 μ가 증가하기 때문입니다.
또한 지진파의 속도식에서 보면 속도와 밀도는 반비례 관계이지만 암석의 경우 밀도의 증가에 따라 k와 μ가 밀도의 증가보다 더 크게 증가하여 실제로는 지진파 속도가 빨라집니다.
지구 내부는 전체적으로 볼 때 몇 개의 특징적인 불연속면이 존재하며 지진파는 위상이 변하면서 다양한 형태로 전달됩니다. 진원으로부터 출발한 파는 스넬의 법칙에 따라 지표에서 반사하거나, 맨틀-외핵의 경계나 외핵-내핵의 경계에서 반사·굴절합니다.
또한 P파는 S파로, S파는 P파로 변환하여 관측점에 도달하기도 합니다. 지구 내부를 통과한 지진파는 다음과 같이 약어를 사용하여 나타냅니다.
P : 종파
S : 횡파
K : 외핵을 통과한 종파
R : 레일리파
L : 러브파
I : 내핵을 통과한 종파
J : 내핵을 통과한 횡파
i : 내핵 바깥 경계에서 반사된 파
c : 외핵 바깥 경계에서 반사된 파
아래 그림은 진원에서 발생한 지진파가 지구 내부를 통해 전달되는 모습입니다.
크로아티아의 지진학자인 모호로비치치(Mohorovicic)는 1909년 발칸 지진에서 관측한 P파의 주시 곡선을 작성하면서 지표로부터 약 50 km 정도의 깊이에서 P파의 속도가 급속히 증가한다는 사실을 발견하였습니다.
이것은 이 깊이에 물성의 변화가 뚜렷한 불연속면이 존재함을 의미합니다. 이것을 모호로비치치 불연속 면이라고 하며 지각과 맨틀의 경계를 나타냅니다.
1914년 구텐베르크는 원거리 주시 곡선을 분석하여 진앙으로부터 각 거리가 103°에서 143°사이에는 P파가 관측되지 않으며, 103°이상의 지역에서는 S파가 관측되지 않는 암영대가 존재한다는 사실을 발견하였습니다.
지하 약 2900 km 부근에서 S파가 전달되지 못한다는 사실에서 이 불연속면 아래는 액체 상태의 물질로 되어 있음을 알아내었습니다.
이 불연속면은 맨틀과 핵 사이의 경계면에 해당하며, 구텐베르크 불연속면이라고 합니다. 1936년 덴마크의 지진학자레만(Lehman)은 뉴질랜드의 불러(Buller) 지방 근처에서 발생한 지진 기록을 분석하다가 각거리 110°이상에서 미약한 P파를 관측하여 지하 5,100 km 깊이에 또 다른 불연속면이 존재함을 밝혀내었습니다.이는 외핵과 내핵의 경계에
해당하며 레만 불연속면이라고 합니다.