지진 조사 .. ㅋ(곰탱이)

[Σ잇프늬 택이씌Σ ㅡ┌]

지각의 판 운동이나 화산활동에 의해 돌발적으로 일어나는 지각의 요동.

[개요]

이런 요동은 지구 내부에 쌓인 탄성(彈性)·화학·중력 에너지가 갑작스럽게 방출되면서 생긴 지진파가 전파되면서 발생한다. 지진보다 더 파괴적인 자연현상은 거의 없다. 지난 수세기 동안 지진은 수백만 명의 사상자를 냈고 막대한 재산 피해를 주었으며, 20세기초부터 지진에 대한 본격적인 연구가 시작되었다. 지진학자들은 지진의 모든 양상을 과학적으로 연구해 지진이 왜 일어나고 또 어떻게 일어나는가를 설명한다.

[개설]

지진파의 주요형태

P 파

진원(震原)에서 형성되는 지진파는 3가지 주요형태로 분류된다. 지구 내부를 통해 전파되는 P파와 S파가 있으며, 지표를 따라 전파되는 러브파와 레일리파로 구성된 표면파(表面波)가 있다(그림1). P파는 가장 빠른 속도로 지구 내부를 통과한다. 이 파동은 지구 내부의 액체·고체 부분을 모두 통과할 수 있는 종파(從波)로서, P파가 통과할 때 매질의 입자들은 음파(音波)와 같은 방법으로 진동하여 압축과 팽창이 교대로 일어난다(→ P파, 실체파). S파는 지구의 고체 부분만을 통과하는데 이 파가 통과할 때 입자들은 파동 진행 방향에 수직으로 진동하며 매질의 전단력(剪斷力)에 의해 전파된다(→ 전단파). 러브파와 레일리파는 지표면을 따라 전파하며 P파와 S파가 도달한 후 기록된다. 러브파와 레일리파는 수평입자운동이 포함되며 레일리파는 수직 변위운동을 수반한다.

S 파

러브 파

레일리 파

그림1. 4종류의 지진파 운동형태

지진파의 성질

지진파는 탄성률이 다른 두 지층의 경계면에서 반사와 굴절을 일으킨다. 입사하는 P파 또는 S파는 각각 반사하여 굴절한 P파와 S파를 만들어낸다. 또한 층의 경계면에서는 파의 회절과 산란이 일어난다. 이런 부수적인 파들은 지진이 발생하는 동안 지반운동에 대한 관찰을 어렵게 만든다(→ 파동). 지진파의 주파수 영역은 광범위하다. 지진파는 가청(可聽) 영역보다 큰 주파수를 갖기도 하고 지구 전체가 움직이는 자유진동의 주기는 54분 정도에 이르기도 한다. 대부분의 지진에서 지진파의 진폭은 매우 크며 지반의 운동변위는 10^－10~10^－1m에 이른다.

지진 관측기기

지진에 의한 지반의 운동은 지진계로 관측된다. 이 기기의 대부분은 진자(振子) 형태이다. 현재 사용되는 기계식 지진계에는 질량이 큰 진자가 있고 회전 원통에 말려 있는 훈증지(燻蒸紙)를 긁어서 지진기록을 남긴다. 더 발달된 지진기록은 지진계의 진자가 움직일 때 발생하는 전자기 유도에 의해 전류가 통과하는 검류계(檢流計)의 거울에서 반사되는 광선을 이용한 것이다. 일반적으로 지진계에는 단주기용, 장주기용, 광역주기용의 3가지가 있다. 단주기 지진계는 P파와 S파를 고배율로 증폭하여 기록하는 데 사용된다. 이 목적을 위한 단주기 지진계는 주기가 약 1초 이하에서 최대로 증폭된다. 전세계 지진 관측망에서 사용되는 장주기 지진계는 약 20초에서 최대 증폭을 이룬다. 가능한 한 폭넓은 자료를 얻기 위해 광역주기 지진계의 설치가 늘고 있다. 이에는 큰 장주기 진자와 0.005~50(Hz)에 이르는 신호를 전기적으로 증폭시키는 증폭기가 들어 있다(→ 지진기록).

[지진의 피해]

주요영향

지진은 지질학적 변화, 건축물의 파괴, 인간과 동물 생활에 주는 충격 등 피해가 다양하다. 지진이 자주 일어나는 곳에서는 지진의 영향이 대개 복잡하며 지형과 지표 물질의 성질에 따라 달라진다. 즉 부드러운 충적층(沖積層)이나 고화(固化)되지 않은 퇴적층에서는 단단한 암반에서 보다 더 큰 피해가 발생한다. 진원에서 100km 이상 떨어진 장소에서의 피해는 주로 표면파 때문에 생기므로 지표에서는 심각한 피해가 일어나도 지하 수백m 이하에 있는 갱도에서는 그리 큰 피해가 발생하지 않는다(→ 지형학).

진도 등급(震度等級)

진도는 지진효과를 단순히 정량적이기보다 정성적으로 기술하고 평가하는 용어이다. 진도등급은 지반 운동의 가속도, 지진파의 주기와 모양, 진원으로부터의 거리, 지역적인 지질 조건에 의해 결정된다. 진도는 지진기록으로 지진의 크기를 측정하는 규모와는 구별된다. 지난 세기 동안 여러 가지 진도등급이 제안되었고 지금까지 발생한 파괴적인 지진에 적용되었다. 그동안 가장 널리 사용된 등급은 1878년 미셸 스테파노 드 로시와 프랑스와 알퐁스가 고안한 10단계 등급이다. 북아메리카에서는 현재 1931년에 해리 O. 우드와 프랭크 노이만이 수정한 메르칼리 등급을 사용하고 있다. 수정된 메르칼리 등급을 요약하면 표1과 같다.

▷상세한 정보를 보시려면 표1. 메르칼리 등급 도표를 참조하세요.

쓰나미와 정진동(靜振動)

바다에서 발생하는 매우 긴 주기의 수면파인 쓰나미는 지진이 있은 후 해안을 휩쓴다. 이들은 때때로 굉장한 파고를 가지며 매우 파괴적이다. 쓰나미의 직접적인 원인은 갑작스럽게 물을 상승·하강 시키기에 충분한 교란의 발생이다. 이런 교란은 지진의 진원지에서 집중적으로 발생하며 지진으로 생긴 해저 사태로도 발생한다. 쓰나미가 천해에 접근하면 진폭이 증가한다. 쓰나미가 U자형이나 V자형 항구와 내해(內海)에 들어가면 파고가 20~30m에 달하는 경우도 있으며, 이때에는 내해 주변의 저지대에 심각한 피해를 준다. 내해에서는 파면이 벽처럼 거의 수직으로 밀려오고 분류(奔流)의 속도는 초당 수십m에 이른다. 어떤 경우에는 여러 개의 큰 파도가 수 분 또는 그 이상의 간격을 두고 밀려온다. 거의 육지로 둘러싸인 만(灣)이나 호수에서는 지진이나 쓰나미에 의해 유도된 물의 주기적 운동이 발생한다. 이런 종류의 진동을 정진동이라고 하며 수시간 동안 심지어는 하루 또는 이틀 동안 계속된다.

대규모 지진

그림2. 1. 1977년 인도네시아 대지진 때 캘리포니아 주 ...

지구에는 관측기구의 도움 없이도 충분히 느낄 수 있을 만큼 큰 지진이 매년 5만 개 정도 발생한다. 이들 중 약 100개는 진앙지가 거주지 근처에 있어 큰 피해를 주기에 충분한 것들이다. 매우 큰 지진은 평균 1년에 약 1개의 비율로 발생한다.

▷상세한 정보를 보시려면 표2. 역사적 주요지진 도표를 참조하세요.

[지진의 원인]

자연적인 주요 메커니즘

지진의 원인은 지구 내부의 일부 제한된 지역 내에서 에너지가 갑작스럽게 방출되는 데 있다. 이들 에너지 형태는 탄성변형·중력·화학반응에 의해 만들어진다. 이들 중 탄성변형 에너지는 지구에서 대부분의 지진을 생성시킬 수 있는 충분한 양을 지닌 유일한 종류이기 때문에 가장 중요하다. 이 형태의 에너지 방출과 관련된 지진을 구조(構造)지진이라 한다. 지진의 다른 한 형태는 화산활동과 관련된 것이다. 화산활동에서 방출되는 에너지도 암체가 상대적으로 갑작스럽게 미끄러져 생기는 탄성 에너지로 볼 수 있다. 그러나 부분적으로는 화산체 밑에 있는 마그마의 유동 및 고압 상태의 가스 분출로 인한 에너지 방출도 지진의 원인이 된다. 탄성반발설(彈性反撥說)은 단층면을 경계로 단층 양쪽의 지괴가 서로 반대방향으로 미끄러져 지진이 발생한다는 설이다. 탄성변형력이 작은 암체는 얼마 후 뒤로 되튕기게 된다. 이런 갑작스러운 이동과 멈춤이 진동을 일으켜 지진파로 전파된다. 단층의 불규칙한 성질은 물리적·수학적으로 수치 모형을 통해 설명된다. 단층균열은 진원에서 시작하여 한쪽 또는 양쪽 방향으로 진행된다. 또한 지표면에 도달하는 파동의 초동(初動) 운동방향의 분포를 관찰함으로써 단층의 성격을 추론할 수 있다. 초동운동은 방향이 진원으로부터 멀어지느냐 또는 진원 방향이냐에 따라 압축 또는 팽창으로 구분된다. P파의 초동 운동방향을 지도상에 표시해보면 압축이 우세하게 나타나는 영역은, 수축이 우세한 영역과 P파의 진폭이 비정상적으로 작게 나타나는 2개의 수직한 결절선(缺絶線)으로 분리된다. 이 결절선 중 하나가 예상되는 단층면을 포함하는 면을 이룬다(→ 주향이동단층).

인공 지진

지진은 인간의 활동으로 유발되는 경우도 있다. 그 예로 지하 심부로의 유체 주입(注入), 지하 핵실험, 광산 채광, 대규모 저수활동 등을 들 수 있다(→ 저수지). 지하 채광의 경우 지하의 암석 제거는 갱도 주변의 응력을 변화시킨다. 결과적으로 기존 단층의 미끄러짐이나 갱도 내의 암석 파괴가 발생할 수 있다. 다른 모든 상황에서 지진을 일으키는 메커니즘은 판운동과 관련된 지진에서처럼 탄성변형력 방출에 관계되는 것으로 간주된다. 이 경우 지진은 암석의 균열이나 단층이동을 일으키는 국부적인 변형력의 변화로 유발된다.

지진학과 지하 핵실험

핵실험 금지조약 이후 지하 핵실험의 탐지와 이를 자연지진과 구별할 수 있는 방법이 지진학적으로 연구되고 있다. 최근 핵실험 금지 조약을 검증하려는 지진학 연구로, 자연지진에 비해 핵실험에 의한 P파의 진폭이 크고 표면파의 진폭이 작다는 사실이 발견되었다(→ 핵폭발).

[지진의 분포]

지진 관측소

1950년대에는 전세계적으로 약 700개의 지진관측소가 있었으며 여러 종류의 지진계가 설치되어 있었다. 그러나 계기조정(計器調整)이 가능한 관측장비가 거의 없어 실제 지반운동 측정이 불가능했고, 수초 정도의 계시(計時) 오차는 일상적인 것이었다. 전세계지진관측망(WWSSN)은 이런 상황을 보완하기 위해 설립되었다. 전세계지진관측망 각각의 관측소에는 6개의 지진계, 즉 3개의 단주기와 3개의 장주기 지진계가 설치되었다. 계시의 정확성이 광석시계로 지켜졌고 매기록마다 계기보정이 이루어졌다. 1967년까지 전세계지진관측망은 60개 국가에 분포한 약 120여 개의 관측소로 구성되었다. 1980년대에는 더 발달한 계수형(計數型) 장치를 설치한 관측소가 만들어졌다. 현재 설치되고 있는 전세계계수지진관측망(DWWSSN)은 100m 깊이에 관측장비를 설치하는 고성능의 장주기 관측소이다.

진앙(震央)의 위치

지진 관측소에서는 중요한 진앙의 위치를 찾아낸다. 단일 관측소인 경우 진앙은 각각 서로 수직한 3개의 지진기록 성분을 분석해 결정된다. 예를 들어 각거리 105° 이하의 천발(淺發)지진의 진앙거리는 P파와 S파의 도달 시간차로 주어진다. 또 방위각과 입사각은 지진계에 기록된 최초의 운동 방향과 크기 및 이후에 도달하는 파의 크기를 비교하여 표시된다. 한 곳 이상의 관측소에서 얻어진 자료를 이용할 때 진앙의 위치는 진원에서 지진 관측소까지의 P파와 S파 도달 시간으로 표시되는 진앙거리로 결정된다.

지진의 지리적 분포

그림 3. 진앙분포도(검게 나타난 지역), 1963~77년

지구상의 주요지진은 판 사이의 경계부에서 발생한다. 이 사실은 과거의 지진 목록으로 알 수 있고 현재의 지진 활동으로 더 쉽게 알 수 있다. 지진계로 결정된 진앙의 분포는 그림3과 같다.

중요한 지진대는 뉴질랜드, 뉴기니, 일본, 알류샨 열도, 알래스카, 남·북아메리카의 서부지역을 연결한 태평양 연안과 이에 인접한 해역인 환태평양지진대이다. 현재 지진으로 방출되는 에너지의 80％가 이 지역 내의 진앙에서 나오는 것으로 알려져 있다. 이 지역 전체에서 지진활동이 고르게 일어나고 있지는 않으며 여러 지점에 수많은 진원이 있다. 2번째 지진대는 지중해지역에서 시작해 동쪽으로 아시아를 거쳐 동인도 제도에서 첫번째 지진대와 만나는 것이다. 이 지진대에서 방출되는 에너지는 전세계에서 일어나는 에너지 양의 약 5％이다. 이밖에 북극해·대서양·남극해 및 인도양 서부에 있는 대양저산맥과 동아프리카의 열곡(裂谷)을 따라 일어나는 지진활동대가 있다.

그밖의 다른 지역에서 발생하는 지진들은 지하 60km 미만에서 발생하는 천발지진으로 대부분의 지진이 여기에 속한다. 깊이 60~300km에서 일어나는 지진은 중발(中發)지진, 더 깊은 것은 심발(深發)지진이라고 한다. 지진으로 방출되는 총 에너지의 약 1％는 중발지진, 약 3％는 심발지진으로 방출된다(→ 베니호프 대).

판구조(板構造)와의 관계

화산분포와 주요지진의 분포는 환태평양지역과 대양저산맥에 일치한다. 그러나 화구(火口)는 일반적으로 주요 천발지진의 진앙으로부터 수백km 떨어져 있고 진원지도 활동중인 화산 근처에는 존재하지 않는 경우가 많다. 중발지진은 화구 바로 아래에서 발생한다. 이들 지진과 화산활동과의 직접적인 연관성은 없는 듯하며 이 둘 모두 같은 판이동 과정의 결과일 것이다.

1960년대 후반 판구조론이 나올 때까지 지진활동을 설명할 수 있는 강력한 이론은 없었다. 판구조론에서는 지구의 외각, 즉 암석권(岩石圈)은 판(板)이라고 하는 10여 개의 크고 외견상 안정하게 보이는 조각으로 구성되어 있다고 설명하고 있다. 이들 판은 아래에 있는 더 부드러운 층인 연약권(軟弱圈) 위에서 수평이동하며 인접한 판들과 상호작용한다. 연약권 위를 판이 이동하는 속도는 연간 1~10㎝ 정도이다. 인접한 판끼리 충돌하는 곳에서는 암석이 물리적·화학적으로 변화한다.

대양저산맥에서는 지구 맨틀에서 상승하는 마그마가 냉각되면서 새로운 암석권이 만들어진다. 수평하게 움직이는 판의 한쪽은 섭입(攝入)하여 베니호프 대(帶)를 만든다. 섭입대에서 파괴되는 암석권 물질의 전체량은 대양저산맥에서 만들어지는 양과 같다. 천발지진의 진원은 판들이 서로 갈라지는 대양저산맥을 따라 밀집되어 있다. 판들이 서로 충돌하는 곳과 연관되어 있는 섭입대에서는 베니호프 대 내의 중발·심발 지진의 진원이 경사진 판의 상부에 위치해 있다. 대양저산맥과 관련된 일부 지진은 산맥의 연장방향에 직각인 변환단층에 한정되어 있다. 이런 수평적인 전단(剪斷) 단층을 따라 발생하는 지진의 대부분은 이동형태에 따라 성격이 규정된다. 또한 판구조론에 의하면, 서로 미끄러지는 판들은 충돌하는 판의 가장자리에서 지진활동이 활발하게 일어난다(→ 해령).

파쇄대(破碎帶)라고 하는 이런 종류의 판 경계부의 예로는 미국 캘리포니아 샌앤드레이어스 단층, 터키의 노스 아나톨리아 단층계(斷層系)가 있다. 이런 판의 경계부에서는 천발지진이 일어난다. 대규모 지진이 판 내부에서 발생하는 경우도 있지만 그 수는 그리 많지 않다. 이러한 지판 내부의 지진은 판의 운동이나 이와 관련된 현상과는 다른 메커니즘으로 설명되어야 할 것이다.

여진(餘震)·전진(前震)·군발지진(群發地震)

큰 지진이 일어난 후는 그 진원지와 관련된 소규모의 많은 지진이 뒤따른다. 이런 현상은 대지진을 일으킨 단층이 축적한 탄성 에너지를 한 번에 방출하지 않기 때문에 일어난다. 더구나 단층의 활동은 진원에 인접한 여러 곳에 응력(應力)과 변형을 증가시키는 원인이 되기 쉽다. 대지진을 발생시킨 진원과 거의 같은 진원에서 다른 지진이 1시간 간격이나 1일 이내에 뒤따라 발생하는 경우가 있다. 이런 극단적인 경우가 다중 지진이다. 그러나 처음에 도달하는 대지진이 여진보다는 훨씬 더 큰 에너지를 갖는 것이 보통이다. 일반적으로 시간이 경과하면서 1일 동안 발생하는 여진의 횟수는 감소한다. 대부분의 대지진은 에너지가 더 작은 선행(先行)지진 없이 발생하지만 전진이 선행되는 경우도 있다. 지진 발생의 또다른 유형으로는, 수많은 소규모 지진이 한 지역 내에서 주 지진의 발생 없이 길게는 몇 개월에 걸쳐 발생하는 것도 있다. 이런 형태의 연속된 지진을 군발지진이라고 한다. 군발지진이 화산활동과 관련되어 일어나기도 하지만 화산활동이 없는 지역에서도 발생한다.

지구 밖의 지진

우주선으로 달과 화성 표면의 지진파를 관측하기 위한 장비를 설치하고 원격조정으로 지진 신호를 받는다. 달에서 발생하는 지진인 월진(月震)에는 3가지 유형이 있는데, 하나는 달 착륙선과 운석의 충격에 의한 것이다. 달에 설치된 관측소에서는 1,000km 이상 떨어진 장소에서 일어난 운석의 충격을 감지할 수 있다. 다른 2가지 유형은 달 내부의 자연적인 원인에 의한 것이다. 그것은 지구에서처럼 암석의 균열에 의한 것으로 보인다. 월진의 주요유형은 깊이 600~1,000km에서 발생하는 것이고 천발 진원은 드물었다. 그러나 화성에서의 지진 연구는 거의 성공을 거두지 못하고 있다.

[지진의 크기·에너지 및 발생빈도]

지진 규모

지진 크기의 다양함 때문에 지진기록에서 측정되는 지진파의 진폭을 비교하기 위한 수학적인 장치가 필요하게 되었다.

1935년 미국의 지진학자 찰스 F. 리히터는 진앙으로부터 100km 떨어진 지점에서 표준 지진계(우드-앤더슨 진자지진계)에 기록된 지진파의 최대 진폭(1/1,000㎜ 단위)에 상용 로그 값을 취해 얻은 '지진 규모 등급'을 설정했다(→ 리히터 척도). 최근에는 다양한 규모 등급이 지진의 상대적인 크기를 측정하기 위해 과학자와 공학자들에 의해 사용되고 있다. 그중 하나로 P파 규모는 표준 지진계에 기록되는 P파의 진폭을 이용해 얻어진다. 유사하게 표면파 규모는 20초의 주기를 지니는 표면파에 의한 지반운동의 최대 진폭을 이용한다. 실제적으로 더 확실하고 기계적으로 지진 크기를 측정하는 데는 회전우력(回轉偶力)을 이용한다. 지진의 회전우력량은 좀더 균일한 지진의 크기를 알 수 있게 해준다. 현재 사용되는 또다른 규모에는 회전우력 규모가 있으며 이것은 회전우력의 로그 값에 비례한다.

지진의 에너지와 발생빈도

지표의 특별한 장소를 지나는 지진 에너지는 지반운동 기록에서 얻은 운동속도로 계산할 수 있다. 매년 지구 전체에서 발생하는 지진으로 방출되는 에너지는 1,000만~1억 kW의 일률에 해당하는 약 10²⁵erg(에르그)이다. 이 양은 매년 지구 내부에서 빠져나가는 열 에너지의 0.001배 정도이다. 전체 지진 에너지의 90％가 에너지 단위 10²³erg 정도 이상인 규모 7.0 이상의 지진에서 생긴다. 경험적인 관측에 의하면 지진발생 횟수는 규모가 클수록 줄어든다. 규모가 한 단위 줄어들 때 지진 발생횟수는 거의 10배씩 증가한다. P파 규모가 4.0 이하인 지진의 연간 발생횟수는 약 2만에 달한다. 그러나 규모가 작아질수록 에너지도 감소하여 대규모 지진이 전체 에너지 방출의 압도적인 부분을 차지한다.

[지진 예보]

전조현상(前兆現象)의 관측과 이해

지진 발생 전의 전조현상은 대부분 지진 발생지역의 지각에서 일어나는 물리적 변화로 나타나는데 이에는 P파의 속도 변화, 지면의 융기, 라돈 가스의 방출, 암석의 전기 비저항 및 미진(微震) 발생횟수 등이 있다(그림2).

지진 발생 시간의 예측에는 한 지역에서 지진이 발생하기 전에 선행적으로 일어나는 변화가 지진파의 속도변화를 야기시킨다는 예측이 이용된다. 만약 적당한 주시(走時)관계의 잔차(殘差)를 시간의 함수로 나타내면 그 변화로 지진 예보를 할 수 있다. 대체적으로 지진 발생에 대한 탄성반발설로 대규모 천발지진을 예측할 수 있다. 예를 들어 H.F. 리드는 샌앤드레이어스 단층을 따라 위치한 샌프란시스코 부근의 큰 지진을 예보하는 실마리를 제공했다. 단층 양쪽 지점에서의 측지 자료로부터 50년 동안 상대적으로 3.2m를 이동했음이 밝혀졌다. 1906년 지진발생시 단층을 따라 갈라진 최대 탄성변형은 6.5m였다. 따라서 1906년의 지진에 견줄 만한 지진이 발생하려면 이에 충분한 변형력이 쌓이기까지는 (6.5/3.2)×50, 즉 약 100년의 시간이 필요하다.

몇 년 간의 지진 장기예보 연구에는 단층 주변의 지층에 축적되는 변형력과 그결과로 인해 발생하는 지각변형에 대한 논의가 필요하다. 수평변형은 활성(活性)단층을 따라 3각측량법으로 측정되고, 수직변형은 정밀한 수진기와 경사 측정기로 측정된다. 최근에는 암석에 균열이 생기기 전에 일어나는 팽창이 지진의 전조현상으로 중요시되고 있다. 암석의 팽창은 지진파 속도, 전기 비저항, 지각에서 측정 가능한 여러 정량적인 성질에 중요한 영향을 준다.

▷상세한 정보를 보시려면 표3. 지진 예보를 위한 실마리 도표를 참조하세요.

지진의 피해를 감소시키기 위한 방법

지진은 산사태·쓰나미·화재·단층활동과 같은 2차적인 효과로 파괴와 인명 피해를 가져오기도 하지만 생명과 재산에 미치는 가장 큰 피해는 지반이 심하게 흔들리는 동안 지상과 지하에 있는 건물이 붕괴하는 것이다. 따라서 지진에 의한 파괴를 감소시키는 가장 효과적인 방법은 공학적 견지에서 강한 지반운동에 견딜 만한 건물을 설계하고 건축하는 것이다. 많은 지역에서 지진 위험도는 건설에 이용되고 있다. 지진 위험도는 역사적으로 발생한 지진 횟수 및 크기, 발생주기, 주요한 판의 활동경향, 지반 가속도 감쇄율(減碎率)에 기초하여 만들어진다. 경제적 현실성 때문에 건축 구조는 모든 지진의 전체 충격을 방지할 수 있도록 설계되지 못하고 일상적 지진의 충격을 최소화하도록 설계되어 있어 가장 강력한 지진에 의한 피해방지는 보증할 수 없다.

[지진파를 이용한 지구 내부구조 연구]

지진학적 방법

그림4. 진원 F에서 시작하여 지구 내부를 통과하는 지진파선의 ...

수많은 지진으로부터 지구 심부구조 연구에 유용한 지진자료를 얻을 수 있다. 이에는 자연지진이나 핵실험에 의한 P파와 S파, 원거리 지진으로 얻어지는 표면파의 분산, 대지진으로 발생하는 지구 전체의 자유진동(自由振動)이 있다. 지구 심부구조를 결정하는 주요방법은 지진파 기록을 세밀히 분석하는 것이다. 이런 분석을 통해 지구 내부에서의 지진파 속도, 밀도, 탄성 및 비탄성 요소들을 알아낼 수 있다. 이 방법의 주요과정은 P파·S파와 같은 다양한 종류의 지진파가 진원으로부터 출발하여 지진을 기록하는 관측소까지 도달하는 시간을 측정하는 것이다. 그러나 우선적으로 지구 내부를 통과하는 파의 경로에 따라 각 파를 구별하는 것이 선행되어야 한다(→ 지진파선).

그림4에는 진원 F에서 출발한 많은 P파와 S파의 파선(波線) 경로들이 표시되어 있다. 지구 표면에서 반사된 파동에 상응하는 파선들은 PP, PPP, SS, SSS, PS, SP, PPS 등으로 표시된다. 예를 들어 PS는 진원에서 지표면에 도달하기 전까지는 P파로 전파되고 지표에서 반사된 후에는 S파로 변환되어 전파된 것이다. 또한 pPP, sPP, sPS로 표시되는 파선들의 p, s 기호는 P파나 S파가 진원 바로 위 표면으로 전파되는 것을 표시하며, 상대적으로 PdP는 P파가 지각 상부의 깊이 dkm에 존재하는 불연속면에서 반사된 것이다. 특히 중요한 파선은 맨틀과 핵의 경계면(지하 2,900km)인 불연속면에 관련된 것들이다. 이 불연속면에서 위로 반사하는 것을 표시할 때는 기호 c가 사용된다. 따라서 P파가 진원에서 나와 이 불연속면에서 반사되어 S파로 전파되면 관측소에서는 PcS 파선으로 기록된다. 유사한 방법으로 PcP, ScS, ScP가 기록된다. 기호 K는 외핵을 통과해 전파되는 파선을 기록하는 데 사용된다. 파선 SKS는 진원에서 나온 S파가 외핵으로 진입할 때 굴절되며, P파가 되어 들어가고 외핵에서 맨틀로 나올 때 굴절하여 다시 S파로 변해 나오는 파선을 표시한다. PKKP와 같은 파선은 외핵의 경계부에서 내부 반사되는 것을 표시한다. 내핵의 발견 이후 외핵과 내핵의 경계부에서의 반사는 i로, 내핵을 통과하는 P파와 S파는 I와 J로 표시한다.

지구 내부구조

지진 기록의 연구로 대양 지각 아래에는 두께 2,900km의 고체로 된 맨틀이 있음이 알려졌다. 맨틀을 덮는 얇은 암석층이 지각이고 지각과 맨틀 사이의 경계는 모호로비치치 불연속면이다. 대륙지각의 평균두께는 30~40km이고 상부는 낮은 지진파 속도를 가진 퇴적층으로 되어 있다. 해양지각의 두께는 10km 미만이다. 맨틀 아래에는 지진파 분석으로 액체임이 규명된 두께 2,255km의 외핵이 있다. 지구 중심부에는 반지름 1,216km인 고체상태의 내핵이 외핵으로 둘러싸여 있다. 최근 지구 내부, 특히 암석권에 대한 구조가 세밀히 밝혀지고 있다. 이 부분의 변화는 지구의 역사를 설명하는 데 중요한 역할을 한다.

지구의 장주기 자유진동

그림5. 4종류 자유진동의 운동변위
1. T형 2. S형

지진에는 마치 종이 울리듯 지구 전체를 흔들리게 하기에 충분할 만큼 큰 것이 있으며, 진동의 가장 큰 주기는 54분 정도이다. 자유진동에 대한 정보는 매우 긴 주기의 지진계에 기록될 수 있는 지반운동 주기의 범위가 현저히 확장되는 것으로부터 얻어진다. 지구 전체의 진동에 대한 측정 결과는 지구 내부의 구조와 성질을 연구하는 데 중요한 자료를 제공한다. 이 진동들은 진원에서 방출되는 에너지가 여러 시간, 심지어 수일에 걸쳐 방출되는 것을 의미한다. 지구와 같은 탄성 구(球)는 2가지 유형의 자유진동이 가능한 것으로 알려졌다. 첫번째 것은 S형 또는 회전타원형이라 부르는 것으로 구의 진동이 접선 성분뿐만 아니라 방사성분으로도 되어 있다. 2번째 것은 T형 또는 뒤틀림형으로서, 운동은 방사성분의 변위는 없고 전단력으로만 이루어진다(그림5). 최근 연구에 의한 장주기 지구 자유진동의 관찰로 인해 서로 다른 지구 모델의 차이점을 세밀히 구분할 수 있게 되었다.

B.A. Bolt 글 | 申珍秀 참조집필