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+추가: ## 개요
+추가: 지진파(地震波, seismic wave)는 지구 혹은 다른 행성의 땅밑을 통과하는 음향 에너지적인 파동이다. 지진, 화산 분화, 마그마 이동, 대규모 산사태, 저주파 음향 에너지를 생성하는 대규모 인공 폭발 등으로 발생한다. 지진학자들이 연구하며, 지진계, 수중 청음기(하이드로폰), 가속도계를 이용해 기록한다. 지속적인 저진폭 진동인 지진배경잡음(ambient vibration)과는 구분된다.[1][2][3]
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+추가: 지진파의 전파 속도는 매질의 밀도와 탄성, 파동 유형에 따라 달라진다. 지각과 맨틀을 통과하면서 깊어지면 빨라지는 경향이 있으나, 맨틀에서 외핵으로 넘어갈 때 속도가 급격히 줄어든다. 여러 유형의 파동이 각기 다른 속도로 전파되므로, 관측점에서 도착 시간 차이를 분석해 진원을 찾고 지구 내부 구조를 추정한다. 과학자들은 얕은 지하 구조 파악을 위해 인공 폭발로 지진파를 만들어 관측하기도 한다.[2][3]
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+추가: ## 역사·유래
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+추가: 실체파의 두 유형(P파, S파) 구분은 1830년 프랑스 수학자 시메옹 드니 푸아송이 처음으로 규정했다. 레일리파의 존재는 1885년 영국 물리학자 제3대 레일리 남작 존 윌리엄 스트럿(레일리 경)이 예측했다. 러브파는 1911년 영국 수학자 어거스터스 에드워드 휴 러브가 수학적 모델을 제시하며 이름이 붙었다. 스톤리파 방정식은 케임브리지 대학 지진학과 명예교수 로버트 스톤리가 처음 제시했다. 지구자유진동을 처음으로 확실하게 관측한 지진은 1960년 칠레 발디비아 지진(모멘트 규모 Mw 9.5)이다. 리차드 딕슨 올덤은 S파가 액체 외핵을 통과하지 못하는 현상을 통해 지구에 액체 외핵이 있음을 증명했다. 잉게 레만은 P파 암영대 내부에서 내핵 반사로 인한 P파 도달을 발견했다. 존 밀린은 1880년대 지진파 전파 시간과 진원거리 관계를 연구했고, 모호로비치치는 1892년 진앙거리 200 km 기준 속도 변화층(맨틀) 존재를 밝혔다. 일본의 지진학자 아키 게이티(安藝敬一)는 코다파를 처음 분류하고 응용했다.[2][3]
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+추가: ## 작동 방식과 유형
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+추가: ### 실체파와 표면파의 기본 구분
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+추가: 지진파는 지구 내부를 통과하는 실체파(Body wave)와 지구 표면에만 전달되는 표면파(Surface wave)로 크게 나뉜다. 실체파는 매질의 밀도와 영률(강성률)에 따라 경로가 결정되며, 이는 전자기파 굴절과 유사하다. 표면파는 지표면을 가로질러 이동하며, 3차원 공간을 이동하는 실체파보다 거리에 따른 감쇠가 느리다. 표면파의 입자운동이 실체파보다 훨씬 커서 더 큰 피해를 입히는 경향이 있다.[2][3]
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+추가: ### 실체파
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+추가: #### P파(Primary wave, 종파·압력파)
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+추가: P파는 종파이자 압력파 성질을 가진다. 모든 지진파 중 가장 빠르게 이동해 관측소에 제일 먼저 도달하므로 'Primary'가 붙었다. 유체를 포함한 모든 물질을 통과할 수 있으며, S파보다 평균 1.7배 빠르다. 공기 중에서는 음파 형태로 음속(330 m/s)으로 이동한다. 물 속 1,450 m/s, 화강암 내부 약 5,000 m/s이다. 지구에서는 지각 평균 5-8 km/s, 하부 맨틀 약 13.5 km/s, 내핵 약 11 km/s로 이동한다.[2][3]
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+추가: #### S파(Secondary wave, 횡파·전단파)
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+추가: S파는 횡파이자 전단파 성질을 가진다. P파 다음으로 관측소에 도달하며, 전파 방향에 수직으로 지반을 변위시킨다. 수평 편광된 S파(SH파)의 경우 지면이 양옆으로 번갈아 이동한다. 유체에서는 전단응력이 없어 고체만 통과할 수 있다. 속도는 P파의 약 60% 수준이다. 지구 외핵에서 S파가 관측되지 않는 것은 외핵이 액체임을 뜻한다.[2][3]
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+추가: #### T파(Tertiary wave)
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+추가: P파, S파에 이어 세 번째로 도달하는 파동으로, 해수의 소파 채널(저속층)을 통과한다. 해저지진이나 해수면 인근 관측소에서 주로 관측된다. 전파 속도 약 1.5 km/s로 물 속 음파 속도와 같다. 얕은 해저지진뿐 아니라 깊이 300 km 이상 심발지진에서도 발생한다. 2008년 이와테현 연안북부 지진(M6.8) 발생 약 50분 후 도호쿠 지방에서 관측된 지속적인 진동은 T파가 진원에서 동쪽 2,000-2,500 km 떨어진 하와이-엠페러 해저산열에서 반사되어 들어온 것으로 확인됐다. 2017년 포항 지진 당시 수중글라이더 하이드로폰으로 주파수 약 10 Hz T파가 관측됐다.[2]
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+추가: ### 표면파
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+추가: 지표면을 통해 이동하는 기계적 표면파다. 지표면에서 멀어질수록 세기가 급격히 감소한다. 실체파보다 훨씬 느리게 이동하며, 대규모 지진에서는 진폭이 수 cm에 달할 수 있다.[2][3]
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+추가: #### 레일리파(Rayleigh wave, 그라운드 롤)
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+추가: 수면 위 파도처럼 지표면을 잔물결처럼 이동한다. 1885년 레일리 경이 존재를 밝혔다. 실체파보다 느리며, 균질 탄성매질에서 S파 속도의 약 90%로, 깊이 100 m 미만 지표면에서는 약 50–300 m/s로 이동한다. 층상 매질(지각, 상부 맨틀)에서는 주파수와 파장에 따라 속도가 달라진다. 전파 시 지면이 수직 타원운동을 하며, 운동 방향은 전파 방향과 반대다(역행 운동). 램파(Lamb wave)와 관련 있다.[2][3]
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+추가: #### 러브파(Love wave)
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+추가: 수평 편광된 전단파(SH파) 일종으로, 유한 두께 상층이 겹친 반무한 매질에서만 존재한다. 1911년 러브가 수학적 모델 제시했다. 보통 레일리파보다 약간 빠르며, S파 약 90% 속도로 이동하고 진폭이 가장 크다. 지면이 전파 방향에 직각으로, 오직 수평으로만 진동한다.[2][3]
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+추가: #### 스톤리파(Stoneley wave)
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+추가: 고체-유체 경계 또는 특정 조건에서 고체-고체 경계를 따라 전파되는 경계파(계면파)다. 두 매질 경계에서 진폭 최댓값을 가지며 경계에서 멀어질수록 기하급수적으로 감소한다. 유체 채워진 착정벽을 따라 생성될 수 있으며, 수직 지진 탐지기(VSP)에서 발견되는 일관적인 지진배경잡음 원천이자 음파검층 저주파 성분에 해당한다. 로버트 스톤리(1894–1976)가 방정식 해를 처음 제시했다.[2][3]
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+추가: ### 자유진동(지구자유진동, Normal modes)
+추가:
+추가: 서로 반대 방향으로 이동하는 두 표면파가 만나 간섭해 발생하는 정상파다. 레일리파 간섭은 구형진동(Spheroidal oscillation, S)을, 러브파 간섭은 환상형진동(Toroidal oscillation, T)을 만든다. 모드는 nSlm 세 계수로 구분한다. l은 각차수(구면 조화 정도), m은 방위각차수(−l에서 +l까지 2l+1 값), n은 원심각차수(구 반경 방향 마디 개수)다. 구대칭 지구에서는 주어진 n, l의 주기가 m과 무관하다.
+추가:
+추가: 대표적 구형 자유진동으로 지구 전체가 팽창·수축 반복하는 호흡모드·풍선모드 0S0(주기 약 20분), 두 방향 번갈아 늘어나고 줄어드는 럭비모드·풋볼모드 0S2(주기 약 54분)가 있다. 0S1은 지구 무게중심 변화 필요해 지진만으로는 발생하지 않는다. 기본 환상형 자유진동 중 0T1은 지구 자전속도 변화(너무 느려 지진학에서 의미 적음), 0T2는 북반구·남반구 비틀림 운동(주기 약 44분)이다. 현재 수천 가지 주기 자유진동이 발견되어 지구 내부 큰 구조 이해에 쓰인다.[2][3]
+추가:
+추가: ### 코다파(Coda Wave)
+추가:
+추가: 진원-진앙거리 200 km 미만 가까운 거리에서 S파 뒤에 관측되는 파동으로, 표면파가 아니다. 지구 내부 국지적 불균일성(밀도 높거나 낮은 지역 불균일 분포)으로 지진파가 산란되어 발생한다. 불균일성은 지표면 가까울수록 심하다. 코다파 길이는 지진파가 열에너지로 소산되는 정도와 관련 있다. 달의 월진 경우 강성 낮고 열소산 적어 코다파 길이가 매우 길다. 초기에는 배경소음으로 간주됐으나, 아키 게이티가 처음 분류·응용했다. 특정 지역 지질 연구에 활용된다. 진원거리 200-300 km 지진에서 S파 뒤 코다파를 S코다파(S-Coda), P파 뒤 코다파를 P코다파(P-Coda)라고 부른다.[2]
+추가:
+추가: ### 지구 맨틀과 핵에서의 P파·S파 거동
+추가:
+추가: 진원 인근에서는 P파·S파 모두 기록되나, 먼 거리(진원지로부터 104° ≈ 11,570 km)에서는 S파 고주파 감지 불가하다. 전단파가 액체 통과 못 하기 때문으로, 올덤이 액체 외핵 존재를 증명했다. P파도 외핵 반사·굴절로 104°-140°(약 11,570-15,570 km) 구간에서 감지되지 않는데, 이 영역을 지구 암영대(Shadow zone)라 부른다. 레만은 암영대 내부 110° 부근에서 내핵 반사로 약한 P파 도달을 발견했다.[2][3]
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+추가: ### 표기법(파선도·위상 명명)
+추가:
+추가: 진원에서 관측점까지 경로는 파선도(ray diagram)로 그린다. 반사 고려 시 두 점 사이 경로는 무한히 많다. 각 경로는 지구 내부 궤적과 위상을 나타내는 문자로 명명한다. 일반적으로 대문자는 투과파, 소문자는 반사파를 뜻하나 g, n은 예외다.
+추가:
+추가: 예: ScP파는 지구 중심 방향 S파로 가다 외핵에서 P파로 반사된 파동. sPKIKP파는 지표면 방향 S파로 가다 표면에서 P파로 반사 후 외핵·내핵·외핵·맨틀 통과한 파동(P파가 내핵 입사 시 S파로 상전환 후 다시 P파로 전환되는 현상 발견으로 가능). 약어: PKJKP(내핵 통과 반대편 도달 P파) = P1′, PKP(외핵 통과 반대편 도달 P파) = P2′.[2][3]
+추가:
+추가: ### P파·S파 전환(Converted-wave)
+추가:
+추가: 지진파가 매질 불연속면(맨틀-외핵 구텐베르크 불연속면, 외핵-내핵 레만 불연속면) 통과 시 질점 진동 방식이 전환될 수 있다. 불연속성 뚜렷한 곳에서는 종파 일부가 횡파로, 횡파 일부가 종파로 변환된다. S파는 액체 외핵 통과 못 하나, 외핵-내핵 경계에서 P파가 전환돼 내핵에서 S파가 형성된다는 징후가 감지됐다. P파→SV파→P파 전환 과정 에너지 감쇠가 커서 타당성 논쟁이 계속된다.[2]
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+추가: ### 주시곡선(走時曲線, Travel-time curve)
+추가:
+추가: 지진 발생 후 전파 거리와 시간 함수 관계 곡선이다. 지구 내부 구조 파악 단서가 된다. 지진파 속도 낮은 상층(v1), 높은 하층(v2) 구조에서 하층 굴절파는 스넬 법칙 따라 입사각 커질수록 경계면 쪽으로 더 큰 각도 굴절. 임계각 도달 시 경계면 따라 큰 속도 전파하는 임계굴절파(선두파) 된다. 진원 가까운 곳에서는 직접파가 빠르나, 거리 멀어질수록 굴절파가 먼저 도착해 상·하층 경계 깊이 알 수 있다.[2]
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+추가: ### 속도 계산식
+추가:
+추가: 고체에서 P파 속도 VP, S파 속도 VS는 다음과 같다.
+추가:
+추가: VP = √[(k + 4u/3) / ρ]
+추가: VS = √[u / ρ]
+추가:
+추가: ρ는 밀도, k는 체적탄성률(비압축률), u는 전단계수(강성률)이다. 체적탄성률 k = Δp / (ΔV/V), 전단계수 u = (F/A) / (ΔL/L). P파 속도는 항상 S파보다 크고, 탄성계수 클수록 속도 증가. 유체는 전단력 저항 없어 u=0이므로 VS=0, 즉 S파 통과 못 한다.[2]
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+추가: ### 지진파 도달 시간과 진원거리
+추가:
+추가: 존 밀린이 여러 지진파 전파 시간을 진원거리에 표시해 진원거리 결정 가능성 보였다. 3개 이상 관측소에서 P파·S파 도달 시간 알면 진원 정확히 결정 가능. 단, 모호로비치치 발견처럼 진앙거리 200 km 이상이면 속도 빠른 하층 굴절파가 직접파보다 먼저 도착해 단순 관계로는 정확도 떨어진다.
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+추가: 지각 균질 가정, P·S파 속도 VP, VS, 발생 시각 T0, 진원거리 L, 도달 시각 TP, TS일 때:
+추가:
+추가: TP = (T0 + L) / VP
+추가: TS = (T0 + L) / VS
+추가:
+추가: 정리하면:
+추가:
+추가: L = (TP - TS) × VS × VP / (VP - VS)
+추가:
+추가: TP - TS는 S파·P파 도달 시간 차(PS시). 진원거리는 도달 시간 차에 비례한다. 200 km 이내에서는 PS시(초) × 8 km/s로 대략적 거리 산출 가능. 현대 지진관측망은 더 복잡한 기법 사용한다. 원거리에서는 최초 P파가 맨틀 깊숙이, 때로 외핵까지 들어갔다 나와 직선 경로보다 빨리 도착하는데, 이는 깊이 갈수록 밀도 증가로 느려지나 탄성률이 더 크게 증가해 빨라지기 때문(하위헌스 원리). 주시곡선 정확 계산이 정밀 진원 결정에 필수적이다.[2][3]
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+추가: ## 사례
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+추가: 자료에 언급된 구체적 관측 사례:
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+추가: - 2008년 7월 24일 이와테현 연안북부 지진(M6.8): 발생 약 50분 후 도호쿠 지방 광범위 관측된 지속적 진동이 T파의 하와이-엠페러 해저산열 반사파로 확인됨.[2]
+추가: - 2017년 포항 지진: 수중글라이더 하이드로폰으로 주파수 약 10 Hz T파 관측.[2]
+추가: - 1960년 칠레 발디비아 지진(Mw 9.5): 지구자유진동 최초 확실 관측.[2][3]
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+추가: ## 규제·논란·평가
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+추가: - 내핵 S파 존재 논쟁: 외핵 액체라 S파 통과 불가하나 내핵에서 S파 징후 감지됨. 외핵-내핵 경계에서 P파→S파 전환 이론 존재하나, P→SV→P 전환 과정 에너지 감쇠가 매우 커 타당성 측정·증명 방법 두고 지진학자 사이 논쟁 지속.[2]
+추가: - 코다파 초기 평가: 지진학 연구 초창기 코다파를 배경소음으로 간주했으나, 아키 게이티 분류·응용 이후 특정 지역 지질 연구 도구로 재평가됨.[2]
+추가: - 주시곡선·진원 결정 정밀도: P파 속도 수 km/s라 주시곡선 계산 0.5초 오차도 수 km 거리 오차 유발. 다수 관측소 자료로 오차 상쇄해 전 세계적 진원 결정 정확도 약 10-50 km, 밀집 배열(캘리포니아 등)에서는 약 1 km, 파형 상호상관 직접 측정 시 더 높은 정밀도 가능.[3]
+추가: - 표기법 표준화: 이론적 경로 무한히 많아 다양한 명명법 역사적 발생. IASPEI 표준 지진 위상 리스트 등 표준화 작업 진행 중.[3]
+추가:
+추가: 이 문서는 GGWiki AI가 공개 자료(아래 출처)를 조사해 새로 쓴 초안입니다. 틀린 내용은 편집하거나 이의 제기로 알려 주세요.
