地震波

地震波は、地球または他の惑星本体を伝わる音響エネルギーの機械的波です。地震(または一般的には地震動)、火山の噴火、マグマの動き、大規模な地滑り、および低周波音響エネルギーを生成する大規模な人工爆発によって発生します。地震波は地震学者によって研究され、地震計、水中マイクロホン、または加速度計を使用して地震波が記録されます。地震波は、さまざまな自然および人為的発生源から生じる持続的な低振幅振動である地震ノイズ(周囲振動)とは区別されます。

地震波の伝播速度は、波の種類だけでなく、媒体の密度と弾性にも依存する。速度は地殻とマントルの深さとともに増加する傾向があるが、マントルから地球の外核に向かうにつれて急激に低下する。^[2]

地震は、異なる速度を持つ異なるタイプの波を発生させます。地震観測所で記録された波の移動時間の違いは、科学者が地震の震源地を特定するのに役立ちます。地球物理学では、地震波の屈折や反射は地球の内部構造の研究に使用されます。科学者は、浅い地下構造を調査するために、振動を発生させて測定することがあります。

地震波には多くの種類がありますが、地球を伝わる実体波と地球の表面を伝わる表面波に大別できます。 ^{[3] : 48–50  [4] : 56–57}

この記事で説明したもの以外にも波の伝播モードは存在します。地球伝播波にとっての重要性は比較的小さいですが、恒星震学の場合には重要です。

• 実体波は地球の内部を伝わります。
• 表面波は表面を伝わります。表面波は、3 次元で伝わる実体波よりも、距離とともにゆっくりと減衰します。
• 表面波の粒子運動は実体波よりも大きいため、表面波の方がより大きな被害を引き起こす傾向があります。

実体波は、密度と弾性率（剛性）の観点から物質の特性によって制御される経路に沿って地球内部を伝わります。密度と弾性率は、温度、組成、物質の相によって異なります。この効果は光波の屈折に似ています。2種類の粒子運動により、2種類の実体波が発生します。一次波と二次波です。この区別は、1830年にフランスの数学者シメオン・ドニ・ポアソンによって認識されました。^[5]

一次波 (P 波) は、縦方向の圧縮波です。P 波は圧力波で、他の波よりも速く地球を伝わり、最初に地震計ステーションに到達するため、「一次」と呼ばれます。これらの波は、流体を含むあらゆる種類の物質を伝わり、S 波の約 1.7 倍の速さで伝わります。空気中では音波の形をとるため、音速で伝わります。一般的な速度は、空気中では 330 m/s、水中では 1450 m/s、花崗岩中では約 5000 m/s です。

二次波（S波）は、横方向の性質を持つ剪断波である。地震の発生後、S波はより速く移動するP波の後に地震計ステーションに到達し、伝播方向に対して垂直に地面を変位させる。伝播方向に応じて、波は異なる表面特性を呈する可能性がある。例えば、水平偏波のS波の場合、地面は交互に一方側に移動し、次にもう一方へ移動する。S波は固体のみを伝わる。これは、流体（液体および気体）が剪断応力を支えないためである。S波はP波よりも遅く、速度は通常、特定の物質内でP波の約60％である。剪断波はいかなる液体媒体も伝わらない。^[6]そのため、地球の外核にS波がないことは、地球が液体状態であることを示唆している。

地震表面波は地球の表面に沿って伝わります。地震表面波は機械表面波の一種として分類できます。表面波は地表から遠ざかるにつれて振幅が小さくなり、地震実体波（P波とS波）よりもゆっくりと伝わります。非常に大きな地震による表面波は、地球全体で観測可能な数センチメートルの振幅を持つことがあります。^[7]

レイリー波は地表横揺れとも呼ばれ、水面の波と似た動きで伝播する表面波である（ただし、浅い深さでの関連する地震粒子の動きは通常逆行性であり、レイリー波や他の地震波の復元力は水波のような重力ではなく弾性である点に注意）。この波の存在は、1885年にジョン・ウィリアム・ストラット、レイリー卿によって予言された。 ^[8]レイリー波は実体波よりも遅く、例えば、一般的な均質弾性媒体の場合、S波の速度の約90%である。層状媒体（地殻や上部マントルなど）では、レイリー波の速度は周波数と波長に依存する。ラム波も参照。

ラブ波は水平偏波の 横波（SH波）であり、層状媒体がある場合にのみ存在します。^[9]ラブ波は、1911年にラブ波の数学的モデルを作成した英国の数学者オーガスタス・エドワード・ハフ・ラブ にちなんで名付けられました。 ^[10] ラブ波は通常、レイリー波よりもわずかに速く伝わり、S波速度の約90％です。

ストーンリー波は、固体と流体の境界に沿って伝播する境界波（または界面波）の一種で、特定の条件下では固体と固体の境界にも沿って伝播する。ストーンリー波の振幅は、2つの接触媒体の境界で最大値をとり、接触から離れるにつれて指数関数的に減衰する。これらの波は、流体で満たされたボーリング孔の壁に沿って発生することもあり、垂直地震波プロファイル（VSP）の重要なコヒーレントノイズ源であり、音波検層ではソースの低周波成分を構成する。^[11] ストーンリー波の方程式は、ケンブリッジ大学の地震学名誉教授ロバート・ストーンリー博士（1894–1976）によって初めて提示された。^{[12] [13]}

地球の自由振動は定在波であり、反対方向に伝わる 2 つの表面波の干渉の結果です。レイリー波の干渉は回転楕円体振動 Sをもたらし、ラブ波の干渉はトロイダル振動 T をもたらします。振動のモードは 3 つの数値、たとえば _n S _l ^mで指定されます。ここでlは角度次数 (または球面調和関数の次数、詳細は球面調和関数を参照) です。数値mは方位角次数です。- lから+ lまでの 2 l +1 の値を取ります。数値nは動径次数です。これは、半径内にn 回のゼロ交差を持つ波を意味します。球対称の地球の場合、与えられたnおよびlに対する周期はmに依存しません。

球状振動の例としては、地球全体の膨張と収縮を伴う「呼吸」モード₀ S _{0があり、周期は約 20 分です。また、「ラグビー」モード0} S _{2 は}、2 つの方向が交互に膨張する周期は約 54 分です。モード₀ S ₁は、重心の変化が必要になり、外力が必要になるため、存在しません。^[3]

基本的なトロイダルモードのうち、₀ T _{1 は}地球の自転速度の変化を表します。これは起こりますが、地震学で役立つには遅すぎます。0 T 2 モードは、_北半球と南半球が互いにねじれることを表します。周期は約 44 分です。^[3]

地球の自由振動の最初の観測は、1960 年にチリで発生した大地震の際に行われました。現在では、何千ものモードの周期が観測されています。これらのデータは、地球内部の大規模な構造を制約するために使用されています。

地震が発生すると、震源地近くの地震計はP波とS波の両方を記録できるが、震源地から離れた地震計では最初のS波の高周波数を検出できなくなる。せん断波は液体を通過できないため、この現象はリチャード・ディクソン・オールダムによって実証された、地球には液体の外核があるという、現在では確立された観察の元々の証拠であった。この種の観察は、地震テストによって月の核は固体であると主張するためにも使用されてきたが、最近の測地学的研究では核は依然として溶融していることが示唆されている^[要出典]。

地震波の命名は通常、波の種類と経路に基づいて行われます。理論的には伝播経路は無限にあり、適用分野も多岐にわたるため、歴史的には多種多様な命名法が生まれてきましたが、その標準化は、たとえばIASPEI標準地震位相リストなど、現在も進行中です。^[14]焦点と観測点の間の波の経路は、多くの場合、光線図として描かれます。各経路は、地球上の軌道と位相を表す一連の文字で表されます。一般に、大文字は透過波、小文字は反射波を表します。この例外は「g」と「n」のようです。^{[14] [15]}

例えば：

• ScP は、S 波として地球の中心に向かって伝わり始める波です。外核に到達すると、波は P 波として反射します。
• sPKIKP は、S 波として表面に向かって伝わり始める波の経路です。表面では、P 波として反射します。その後、P 波は外核、内核、外核、マントルを通過します。

局所的または近隣の地震の場合、 P 波と S 波の到達時間の差を使用して、地震までの距離を判定できます。地球規模の距離で発生した地震の場合、3 つ以上の地理的に離れた観測所 (共通の時計を使用) で P 波の到達時間を記録することで、地震の地球上での固有の時間と場所を計算できます。通常、数十または数百の P 波の到達時間を使用して震源を計算します。震源の計算によって生成される不一致は「残差」と呼ばれます。遠方の地震では 0.5 秒以下の残差が一般的で、局所的な地震では 0.1～0.2 秒の残差が一般的であり、報告された P 波の到達時間のほとんどが計算された震源によく適合していることを意味します。通常、位置特定プログラムは、地震が約 33 km の深さで発生したと想定することから開始し、次に深さを調整して残差を最小限に抑えます。ほとんどの地震は深さ約 40 km より浅い場所で発生しますが、700 km の深さで発生するものもあります。

ある地点から 200 km 以内の地震波の発生源までの距離を素早く判定する方法は、P 波と S 波の到着時間の差を秒単位で求め、それに 8 キロメートル / 秒を掛けることです。現代の地震観測アレイでは、より複雑な地震の位置特定技術が使用されています。

遠地地震の場合、最初に到達した P 波は必然的にマントルの奥深くまで進み、おそらくは地球の外核に屈折してから、地震観測所がある地球の表面まで戻ってきます。地震波は、地震から直線的に進んだ場合よりも速く進みます。これは、地球内部で速度が著しく増加したためで、ホイヘンスの原理と呼ばれています。地球内部の密度は深さとともに増加するため、波は遅くなりますが、岩石の弾性率はそれよりも大幅に増加するため、深いほど速くなります。したがって、経路が長いほど、所要時間は短くなります。

正確な震源を計算するには、移動時間を非常に正確に計算する必要があります。P 波は毎秒何キロメートルも移動するため、移動時間の計算が 0.5 秒ずれただけでも、距離で数キロメートルの誤差が生じる可能性があります。実際には、多くの観測所からの P 波の到着が使用され、誤差は相殺されるため、計算された震源地は世界中で 10 ～ 50 キロメートル程度と、かなり正確である可能性があります。カリフォルニアにあるような、近隣のセンサーを密集させて配置すると、約 1 キロメートルの精度が得られます。また、地震記録の波形の相互相関によってタイミングを直接測定すると、さらに高い精度が得られます。

• アダムス・ウィリアムソン方程式
• 太陽震学
• 反射地震学

ウィキブック歴史地質学には、地震波に関するページがあります。

• EDT: 地震波伝播に関する MATLAB ウェブサイト