微震

地震学では、微動は自然現象によって引き起こされる微弱な地動と定義されます。 ^{[ 1 ] [ 2 ]}時には「ハム音」と呼ばれることもありますが、^{[ 3 ]}同名の異常な音響現象と混同してはいけません。この用語は、地球上で支配的な背景地震ノイズおよび電磁ノイズ信号を指すために最も一般的に使用され、これは海洋や湖の水波によって引き起こされます。^{[ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]} 微動の特性については、Bhatt が論じています。^{[ 8 ]}海洋波の振動は数時間にわたって統計的に均質であるため、微動信号は地面の長時間の振動です。 ^{[ 9 ]}微動場を構成する最もエネルギーの高い地震波はレイリー波ですが、ラブ波も波場のかなりの割合を占めることがあり、実体波もアレイで容易に検出できます。海洋波から地震波への変換は非常に弱いため、微小地震に伴う地盤変動の振幅は一般的に10マイクロメートルを超えることはない。

地震学の歴史の初期に指摘されたように、^{[ 10 ]}微小地震は長周期地震計によって非常によく検出および測定され、この信号は地球上のどこでも記録できます。

海洋からの支配的な微動信号は、特徴的な海洋うねりの周期と関連しており、したがって約 4 ～ 30 秒の間に発生します。^{[ 11 ]} 微動ノイズは通常、2 つの主要なピークを示します。弱い方のピークは、通常 16 秒に近い長い周期で発生し、浅い水域における表面重力波の影響によって説明できます。これらの微動は、それらを生成する水波と同じ周期を持ち、通常「一次微動」と呼ばれます。より短い周期の強いピークも、水中の表面重力波によるものですが、ほぼ等しい周波数でほぼ反対方向の波の相互作用 (クラポティス) から発生します。これらの微動は、水波の周期の半分の周期を持ち、通常「二次微動」と呼ばれます。地球の自由振動、または固有モードのわずかですが検出可能な絶え間ない励起で、周期は 30 ～ 1000 秒の範囲にあり、「地球のうなり」と呼ばれることがよくあります。^{[ 12 ]} 300秒までの期間では、垂直変位は一次微動と同様に発生するレイリー波に対応しますが、その違いは、超低周波波と海底地形との相互作用を伴うことです。^{[ 13 ]}この垂直ハム成分の主な発生源は、大陸棚と深海平原の間の遷移領域である棚縁に沿って位置していると考えられます。

その結果、短周期の「二次微動」から長周期の「ハム音」まで、この地震ノイズには海況に関する情報が含まれている。これは、個々の事象（数時間から数日）の時間スケールから、季節的あるいは数十年にわたる変化まで、海洋波の特性とその変動を推定するために利用できる。ただし、これらの信号を利用するには、微動の発生過程に関する基本的な理解が必要となる。

主要なメカニズムの詳細は、^Klaus Hasselmann [ ^{5 ]}によって最初に示され、一定の傾斜を持つ海底という特定のケースにおける微動源の単純な式が示されました。観測された微動振幅を説明するには、この一定の傾斜がかなり大きい（約 5 パーセント以上）必要があることが判明しましたが、これは現実的ではありません。代わりに、小規模な海底地形の特徴はそれほど急である必要はなく、主要な微動の発生は、一方の波が海底に固定されている波と波の相互作用プロセスの特定のケースである可能性が高いです。何が起こるかを視覚化するには、正弦波状の海底地形上の波の伝播を研究する方が容易です。これは、平均深度を中心とした振動を持つ海底地形に容易に一般化できます。^{[ 14 ]}

現実的な海底地形は空間スペクトルが広いため、地震波はあらゆる波長とあらゆる方向で発生します。海洋波の動圧は水深とともに指数関数的に減少するため、主要な微動発生源は世界の海洋の浅い領域（例えば、14～20秒の波エネルギーの場合、数百メートル未満）に限定されます。

周波数と方向が異なる2つの表面波列が相互作用することで、波群が生成されます。ほぼ同じ方向に伝播する波の場合、これは通常、波群速度で伝わる波の集合体となります。この速度は、水波の位相速度よりも遅くなります（アニメーションを参照）。周期が約10秒の典型的な海洋波の場合、この波群速度は10m/sに近い値になります 。

逆方向の伝播の場合、波群ははるかに大きな速度で移動し、その速度は 2π( f ₁ + f ₂ )/( k ₁ − k ₂ ) となり、ここでk ₁とk ₂は相互作用する水波の波数です。

周波数（したがって波数）の差が非常に小さい波列の場合、この波群のパターンは地震波と同じ速度（1500～3000m  /s）を持ち、音響地震モードを励起して放射する可能性がある。

地震波と音波に関しては、深海における海洋波の運動は、主要な次数において、海面に加えられる圧力に等しい。^{[ 5 ]}この圧力は、水の密度と波の軌道速度の二乗にほぼ等しい。この二乗のため、重要なのは個々の波列の振幅（図中の赤と黒の線）ではなく、波群の合計の振幅（図中の青の線）である。

実際の海洋波は無数の波列で構成されており、常に反対方向に伝播するエネルギーが存在します。また、地震波は水波よりもはるかに速いため、地震ノイズの発生源は等方性です。つまり、同じ量のエネルギーがすべての方向に放射されます。実際には、反対方向に伝播する波のエネルギーが相当量あるときに、地震エネルギーの発生源が最も強くなります。これは、ある嵐からのうねりが別の嵐からの同じ周期の波と遭遇するとき、または海岸反射により海岸近くで発生します。^{[ 6 ]}

地質学的状況によっては、陸上の地震観測所で記録されるノイズは、観測所付近の海の状態（例えば、カリフォルニア州中部では数百キロメートル以内）または海洋盆地全体（例えば、ハワイ）を代表するものとなる。^{[ 7 ]} したがって、ノイズの特性を理解するためには、地震波の伝播を理解する必要がある。

レイリー波は二次微小地震場の大部分を構成します。波が伝播する際に水と固体地球粒子の両方が変位し、水層は伝播速度、群速度、および表面水波からレイリー波へのエネルギー伝達を決定する上で非常に重要な役割を果たします。二次微小地震ラブ波の発生には、非平面的な海底地形によるモード変換と、地球内部の地震波速度の不均一性によるモード変換が関与しています。^{[ 15 ]}

微動の季節変動は、地球の表面および地下プロセスのダイナミクスに関する貴重な洞察を提供します。世界中で観測可能な微動は、海洋波によって発生します。波高、嵐の活動、風のパターンなどの海洋および大気の状態の季節変化は、観測される微動の強度と周波数成分の変動に寄与します。たとえば、北半球と南半球の冬の間、嵐の活動と波のエネルギーは、対応する冬の半球で平均的に高くなり、微動信号がより顕著になります。対照的に、半球の夏の間、海洋と大気の状態が比較的穏やかなとき、微動信号は年間で最も低い強度を示します。微動の季節変動を研究することにより、研究者は、根底にある物理プロセスと、地球の動的システムへの影響についてよりよく理解することができます。^{[ 16 ]} 微動信号は海洋波のエネルギーによって駆動されるため、地球の周りの微動信号は、地球の海洋の広範囲にわたる平均波エネルギーを反映した大きな空間スケールの変動も示します。

10年規模の研究では、地球規模の嵐とその関連波が、人為的な地球温暖化による海洋と大気の温度上昇により強度を増すにつれて、微小地震エネルギーが増加していることが示されています^{[ 17 ]}。^{[ 18 ] [ 19 ] [ 20 ]}

実体波微震は、地表波とは異なり、地球内部を伝播する地震波の一種です。これらの微震は、大気圧の変動、海洋の相互作用、人為的活動など、さまざまな発生源によって発生します。主に地表に沿って伝わる地表波とは異なり、実体波微震は地球のより深い層を伝播します。実体波ノイズの季節変動が報告されており、これは北半球と南半球の嵐の活動の違いと一致しています。^{[ 21 ]}

地震記録から明らかなように、P波、SV波、SH波を含む実体波微震は、幅広い周期で顕著に現れることがあります。^{[ 22 ]}その中でも、P波微震は主に研究されており、典型的にはP、PP、PKP位相です。P波微震の発生は、遠方の海洋嵐と強く関連しています。^{[ 23 ]}理論モデルでは、表面海洋波間の非線形相互作用がP波微震を効果的に生成し、サイト効果によって変調されることが示されています。^{[ 24 ]}また、その発生は局所的な水深と海洋波高の影響を受ける可能性があることも示されています。^{[ 25 ]} SV波微震は、P波微震と同じ場所で励起されることが観測されており、^{[ 22 ] [ 26 ]} P波微震と同じ理論で説明できます。^{[ 26 ]}対照的に、SH波の微動はあまり研究されておらず、その発生メカニズムは未解決のままである。^{[ 22 ]}最近の発見では、その形成は堆積層に関連している可能性があることが判明した。^{[ 27 ]実体波の微動の発生メカニズムを考慮すると、それらは海洋波の監視[ 28 ]や地震記録による熱帯低気圧の追跡[ 29 ]}に利用できる。

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