shopkeeper/korean_wiki_content_only_120125 huggingface dataset:
판구조론은 알프레드 베게너가 1912년에 발표한 대륙이동설에서 발전해 나갔다. 그는 1915년에 발표된 그의 저서 《대륙과 해양의 기원》(Die Aufstehung der Kontinente und Ozeane)에서 자신의 이론을 더욱 확장시켰다. 베게너는 지구의 대륙은 한 때 하나의 큰 대륙이었다가 찢어졌다고 제안했다. 이에 의하면 지구의 대륙은 핵에 붙어있는 것이 아니라 빙산과 같이 떠다니게 된다. 대륙은 상대적으로 밀도가 낮은 화강암질로 되어있고, 따라서 밀도가 높은 현무암질의 해양지각 위를 떠다닐 수 있다는 것이다. 그는 대륙이동의 원동력을 태양과 달의 조수력이라고 설명하였는데, 실제로 태양과 달의 조수력은 대륙을 움직이기에는 너무나 미약하다. 그렇기에 그의 제안은 자세한 증거와 대륙의 움직임을 설명할 수 있는 충분한 원동력이 제시되지 않았기 때문에 널리 받아들여지지는 못했다. 지구가 고체인 지각과 액체상태의 핵을 가질 수는 있겠지만, 지각의 일부가 움직일 수 있는 방법은 없는 것처럼 보였다. 후에 영국의 지질학자 아더 홈즈는 판의 경계는 바다 밑에 있을 수 있다고 제안하여 베게너의 이론을 뒷받침했다. 그리고 1928년에는 대륙 이동의 원동력으로 맨틀 안에서의 대류를 제시하였다.
판이 움직인다는 첫 번째 증거는 해저의 지각에 남아있는 잔류지자기의 방향이 시대에 따라 변화한다는 발견에서 나왔다. 1956년에 타즈마니아에서 있었던 심포지엄에서 이 사실이 처음으로 발표되었다. 최초에는 지구가 팽창하고 있다는 방향으로 생각되었으나, 곧 해령에서 생긴 암석이 해구에서 지구속으로 소멸함을 알게 되어 지구가 팽창한다는 부분이 수정되었다. 이로써 베게너의 이론이 과학계에서 전반적으로 받아들여지게 되었다. 뒤이은 해리 헤스와 론 매이슨에 의한 해저 확장과 지자기 역전 사이의 관계에 대한 연구는 해령에서 암석이 형성되는 기작을 정확하게 설명하였다.
해령 양쪽에 평행하고 대칭을 이루는 무늬가 발견되자 판 구조론은 짧은 시간안에 널리 받아들여지게 된다. 동시기에 있었던 삽입대에 대한 지진파 영상화기술의 발전과 다른 지질학적인 증거들을 통해서 판구조론은 뒷받침 되었고, 곧 엄청난 설명력과 예측력을 지닌 이론이라는 것이 입증되었다.
심해저평원에 대한 연구는 판구조론 발전에 중요한 역할을 했다. 1960년대에 들어 해양지질학이 빠른 속도로 발전하기 시작했다. 때맞춰 판구조론은 1960년대 후반에 발전하면서 지구과학 분야의 모든 과학자들이 이 학설을 받아들였다. 판구조론은 지구과학계에 혁명을 가져왔고, 거의 대부분 분야의 지질학적 현상을 설명할 수 있었다. 뿐만 아니라 고지리학과 고생물학에도 영향을 주었다.
핵심 원리.
지구 내부를 암석권과 연약권으로 구분하는 것은 역학적 성질의 차이 때문이다, 암석권은 온도가 더 낮고 더 단단한 반면 연약권은 온도가 더 높고 역학적으로 약하다. 위와 같은 구분을 지구 내부를 핵, 맨틀, 지각으로 나누는 화학조성에 따른 분류와 혼동해서는 안 된다. 판 구조론의 핵심 원리는 암석권이 서로 구분되는 몇 개의 판으로 구분되어 있고, 이것이 유체와 비슷하게 행동하는 연약권 위를 떠다닌다는 것이다. 상대적으로 유체와 비슷하게 행동하는 연약권 때문에 판들이 서로 다른 방향으로 움직일 수 있는 것이다.
하나의 판은 판의 경계에서 다른 판과 만난다. 판의 경계에서는 지진 같은 지질학적 사건이나 산맥, 화산, 해구와 같은 지형적 특징이 생기는 경우가 많다. 세계에서 가장 활발한 화산들은 판의 경계에 존재하고 있으며 특히 태평양 주변의 환태평양 조산대에서 일어나는 현상이 활발하며 널리 알려져있다. 판의 경계에 대하여서는 나중에 설명한다.
판은 대륙지각과 해양지각을 포함하며, 하나의 판에 둘 모두가 존재하기도 한다. 예를 들면 아프리카판은 대륙과 대서양, 인도양의 해저 부분을 포함하고 있다. 판에는 일반적으로 대륙지각과 해양지각 아래 맨틀의 최상부 부분이 포함되며 이 모두를 묶어서 암석권이라고 한다.
해양지각과 대륙지각을 구분하는 기준은 구성물질의 밀도차이이다. 해양지각은 대륙지각보다 무거운데 그 이유는 구성 원소의 차이 때문이다. 해양지각은 무거운 원소들(흔히 고철질 원소)이 대륙지각보다 더 많다. 대륙지각에는 가벼운 원소들(규장질 원소)들이 더 많다. 그 결과 해양지각은 대체로 해수면 아래에 위치하게 되고 그 대표적인 예가 태평양판, 필리핀판이다. 반면에 대륙지각은 해수면 위에 위치하게 된다. 자세한 원리는 지각평형설을 통해 설명한다.
판 경계의 종류.
판의 경계는 판이 상대적으로 움직이는 방향에 따라 세 종류로 구분한다. 각 종류마다 특징적인 현상을 표면에서 볼 수 있으며, 세 가지 판의 경계는 다음과 같다.
보존경계.
변환단층을 따라서 나타나는 좌수향 또는 우수향의 움직임은 지표에서도 쉽게 관찰할 수 있다. 판 사이의 마찰력 때문에 두 판은 간단히 스쳐 지나가지만은 않는다. 대신에 두 판 사이에 응력이 누적되게 되고, 누적된 힘이 마찰력보다 커지게 되면 변환단층에서는 그동안 축적해 온 잠재에너지를 지진의 형태로 방출하며 단층을 따라서 움직임이 일어나게 된다.
보존경계를 따라 발달한 변환단층의 좋은 예가 산안드레아스 단층인데, 산안드레아스 단층대는 북미대륙 서해안을 따라 발달한 복잡한 단층 시스템을 일컫는 말이다. 이 곳에서는 태평양판이 북아메리카 판에 대하여 북서쪽으로 일년에 5 cm 정도의 속도로 서로 스쳐지나가고 있다. 현재 산안드레아스 단층 서쪽에 있는 캘리포니아의 일부는 먼 미래에 알래스카 부근까지 북상하게 될 것이다. 또 다른 변환단층의 예로는 뉴질랜드의 알파인 단층과 터키의 북아나톨리아 단층이 있다. 변환 단층은 해령의 축이 서로 어긋나 있을 때 그 사이를 잇는 부분에서도 발견된다. 캘리포니아 앞바다의 멘도치노 파쇄대는 이러한 변환단층의 연장선에 있다.
발산경계.
발산경계에서는 두 판은 서로 멀어져간다. 그 벌어지는 틈새는 새로운 지각물질로 채워지는데, 이들은 아래에 있는 맨틀의 부분용융의 결과물이다. 발산경계가 새로 생겨나는 곳은 열점과 관련있다고 생각된다. 발산경계의 기원이 되는 열점의 아래에서는 엄청난 양의 뜨거운 연약권의 물질들이 대류를 통해 상승하고 있고, 또 암석권 바로 아래의 연약권 물질들은 그 위의 암석권을 찢어버릴 수 있을 만큼의 충분한 운동에너지를 가지고 있다고 여겨진다. 대서양 중앙 해령을 생성을 촉발시킨 열점은 현재 아이슬란드에 있다. 대서양 중앙 해령은 한 세기에 수 cm 정도의 속도로 벌어지고 있다.
해양판의 발산경계와 대륙판의 발산경계는 서로 다른 양상을 보인다. 해양판의 발산경계는 대서양 중앙 해령이나 동태평양 해팽과 같이 해령을 중앙으로 발산하는 형태를 보인다. 대륙판의 발산경계로는 동아프리카 대지구대가 대표적이다. 발산경계는 해양지각 시스템에서 거대한 단층대를 수반하기도 한다. 해령의 축은 연속적인 곡선을 이룰 수 없다. 공간 문제가 발생하기 때문이다. 때문에 해령은 짧은 평행한 조각들이 거기에 수직인 변환단층을 통해서 연결되어있는 형태를 보이게 된다. 바다에서 나는 천발지진들은 해령의 축이나 이런 변환단층에서 일어나게 된다. 해양판이 발산함에 따라 예전에 변환단층이었던 곳이 해령 축 넘어로 이동하게 되면 더 이상 활동하지 않고 단지 예전의 불연속적인 흔적만 남게 되는데, 이를 파쇄대라고 한다. 몇몇 파쇄대에는 이름이 붙어있기도 하다. 해령에서 멀어지는 해양판은 열전도를 통하여 온도가 낮아지고, 밀도는 상대적으로 높아진다. 지각 평형설에 따르면 밀도가 높은 지각은 얇아도 되므로 그 표면은 상대적으로 낮은 곳에 위치하게 되고, 따라서 바다의 깊이는 깊어진다.
해저확장이 밝혀지게 된 핵심 지형이 해령이다. 비행기에 장착된 지자기 탐사 기록을 통해서 해령을 축으로 하여 양쪽의 지자기 역전 기록이 대칭임을 알게 되었다. 그 무늬가 매우 일관성있게 나타났고, 양쪽은 매우 높은 대칭 합치도를 보여주었다. 과학자들은 자기 역전에 대하여 공부하고 있었고, 둘 사이의 관계를 맺을 수 있게 되었다. 지자기 역전의 띠는 지구의 지자기 역전과 직접적인 관계를 맺고 있었던 것이다. 이 사실은 해저 암석의 연대를 측정함으로써 더욱 더 명백해졌다. 지자기 역전 띠의 간격은 해양 지각의 발산 속도와도 밀접한 관계가 있었던 것이다.
수렴경계.
수렴경계의 양상은 충돌하는 두 암석권의 종류에 따라 달라진다. 밀도가 높은 해양판이 밀도가 상대적으로 낮은 대륙판과 충돌하는 경우, 일반적으로 해양판이 대륙판 아래로 섭입하면서 형성한다. 지표에 나타나는 지형적 특징으로는 해양판 쪽에는 판의 경계를 따라 해구가 나타나고, 대륙판 위에는 해구와 나란한 방향으로 화산들이 줄지어 생긴다. 대륙판과 해양판이 만나서 섭입되는 곳의 좋은 예로는 남아메리카 대륙 서해안에서 나즈카 판이 남아메리카판 아래로 섭입하는 경우를 예로 들 수 있다. 이 과정에서 섭입되는 해양판 위에 있는 맨틀이 녹아 마그마가 생기게 되는데, 이들은 해양판으로부터 휘발성 물질을 공급받았기 때문에 녹을 수 있는 것으로 생각된다. 해양판이 섭입 온도가 높아지기 때문에 원래 공극이 많던 해양지각에 포함되어있던 물을 주성분으로 하는 휘발성 물질들이 삐져 나오게 한다. 휘발성 물질들이 삽입되는 해섭 위에 있던 맨틀에 공급되게 되면, 맨틀의 녹는점이 낮아지면서 휘발성 물질이 많이 녹아있는 마그마가 생기게 된다. 이들 마그마가 상승하여 지표에 닿아 화산활동을 일으키게 되는데, 녹아있는 휘발성 물질 때문에 화산 활동의 양상은 매우 폭발적이게 된다. 대륙지각과 해양지각이 만나는 경계는 선 모양이기 때문에 수렴경계에 수반되는 화산활동 역시 판의 경계에 평행하게 발달하게 된다. 남아메리카대륙 서해안의 안데스 산맥이 남북으로 길게 뻗어있는 것은 판의 수렴에 의한 화산활동에 의하여 많은 화산들이 발달하였기 때문이다. 비근한 예는 북아메리카대륙의 캐스케이드산맥에서도 발견된다. 이 곳에 있는 화산들은 활동기(期)과 휴식기가 반복되는데, 활동기의 초기에는 유리질의 화산재와 부석 종류를 분출하다가 나중에는 마그마가 분출되어 화산이 커지는 패턴을 따른다.
두 대륙지각이 충돌하는 경우에는 두 판이 모두 압축되거나 한쪽 판이 다른 판 아래나 때때로 판 안으로 들어가게 된다. 어떤 경우에나 거대한 산악지대를 형성하게 된다. 가장 극적인 효과는 인도 판의 북쪽 경계가 유라시아판의 아래쪽으로 섭하는 히말라야산맥과 티베트고원지대에서 볼 수 있다. 이 충돌로 인해서 아시아 대륙이 충돌의 동쪽과 서쪽 모두에서 변형되고 있다.
해양판과 해양판이 충돌하는 경우 특징적인 지형은 한 판이 다른 판 아래로 섭입하면서 만들어 내는 호상 열도와 해구이다. 호상열도는 섭입은 해양지각의 휘발성 물질들로부터 생긴 마그마로부터 생긴 화산들로 구성된다. 탁구공의 한쪽을 눌러 찌그러뜨리면 변형을 받는 부분은 둥근 모양을 이루게 되는 것과 같은 이치이다. 깊은 해구가 호상열도 앞에 생기게 된다. 여기에서는 한 해양판이 다른 해양판 아래로 섭입하기 시작하는 곳이다. 이런 형태의 수렴경계의 좋은 예로는 일본 열도와 알류샨 열도가 있다.
모든 판의 경계들이 쉽게 결정되는 것은 아니다. 어떤 경우 판의 경계는 넓은 폭을 보이기 때문에 과학자들이 형태를 결정하는 데에 어려움을 겪기도 한다. 이러한 좋은 예로는 지중해-알프스 경계가 있다. 여기에는 두개의 큰 대륙판과 몇 개의 작은 판들이 엮여 있다. 더하여 대륙판의 경계가 대륙의 경계와 일치하지는 않는다. 북아메리카 판은 북아메리카 대륙 말고도 극동시베리아와 동북일본을 포함한다.
전호와 배호.
원동력.
판이 움직일 수 있는 이유는 두가지이다. 첫 번째는 해양판이 상대적으로 무겁기 때문이고, 두 번째 이유는 연약권의 역학적 연성 때문이다. 맨틀에서의 열방출은 판 구조운동의 근본적인 에너지 원천이다. 아직 논쟁이 남아있기는 하지만, 현재 받아들여지기로는 섭입대에서 가라앉는 해양지각의 상대적으로 높은 밀도가 판을 움직이는 가장 중요한 원동력이다. 해령에서 처음 생기는 해양지각은 아래에 있는 연약권보다 가볍다. 하지만 시간이 지남에 따라 전도에 의해 열을 방출하고 두꺼워지기 때문에 점차 무거워진다. 두꺼워지고 무거워진 암석권은 해구에서 연약권아래의 맨틀 심부로 가라앉을 수 있게되고, 판 운동의 대부분의 동력이 된다. 연약권이 약하기 때문에 판이 연약권을 뚫고 삽입대 안으로 들어갈 수 있다. 삽입이 판 운동의 가장 강한 원동력이기는 하지만, 유일한 에너지원이라고는 말할 수 없는데, 북미판이나 유라시아판과 같이 해구가 없는 데로 움직이는 판들이 있기 때문이다. 판 운동의 원동력은 지구과학자들 사이에서 아직 집중적인 연구와 토론의 주제이다.
지진파단층기법은 같은 깊이의 맨틀일지라도 지진파 진행속도에 불균질성이 있음을 보여준다. 이러한 변이들은 크게, 물질, 광물, 열분포의 불균일 때문이다. 물질의 차이라는 것은 암석을 이루는 화학적 구성이 불균일함을 의미하고, 광물의 불균일성은 광물 구조가 곳에 따라 다름을 의미한다. 그리고 열분포에 따라서 물질의 팽창과 수축이 지역에 따라 다를 수 있다. 이러한 불균일성은 맨틀이 대류하고 있음을 보여준다. 어떻게 맨틀대류가 암석권의 역학적 움직임에 직간접적으로 영향을 주는가 하는 것은 지구동력학의 연구주제이다. 어떻게든 맨틀의 에너지가 암석권에 전달되어 역학적 에너지로 전환되어야한다. 필수적으로 두 종류의 힘이 영향을 미치는 것으로 생각되고 있다. 마찰력과 중력이다.
외력.
판구조론의 아버지라 할 수 있는 알프레드 베게너는 판구조운동의 원동력으로 달이 작용하는 조석력을 제안했었다. 그러나 해럴드 제프리는 판을 움직이는 데 필요한 달의 조석력이라면, 지구의 자전을 오래전에 이미 멈추었을 것임을 계산으로 보였다.
다른 행성의 판구조.
지구형 행성에서 나타나는 판구조운동의 양상은 질량에 달려있다. 지구보다 질량이 큰 암석질 행성이 판구조운동을 보이는 것으로 알려져 있다. 지구는 판구조운동이 일어날 수 있는 임계질량을 겨우 넘는 경우로 보이는데, 이는 지각에 풍부하게 분포하는 물의 존재 때문인 것으로 여겨진다. 태양계의 경우 지구보다 질량이 큰 암석질 행성은 존재하지 않으므로, 현재 판구조운동이 일어나고 있음이 확인된 행성은 지구가 유일하다.
금성.
금성에서는 판구조운동의 흔적을 찾을 수 없다. 과거에 이 행성에 판구조운동이 있었는가에 대한 증거는 논쟁의 여지가 있다. 가장 널리 받아들여지는 학설에 의하면, 금성의 암석권은 수억년에 걸쳐 두꺼워진 다음 짧은 시간동안 새로운 암석권으로 판갈이된다. 따라서 마지막 격변 이후에 남은 지각으로는 과거의 일을 재구성하기 어려워진다. 암석 표면의 방사성 원소 연대 측정결과가 없는 현재까지의 상황에서, 금성의 표면 연령에 대하여 그나마 믿을 만한 수치는 표면에 분포하는 충돌구의 수를 세어서 얻을 수 있다. 이 방법으로 추론된 금성 표면의 나이는 5억년에서 7억 5천만 년 사이에 대체로 분포하며 최고치는 12억 년이다. 이 결과로부터 금성 표면은 먼 과거에 최소한 한 번은 행성 전체의 표면이 완전히 새로 형성되는 과정을 겪었고, 그 시기는 충돌구 연대측정으로 얻은 시기 언저리쯤 되리라는 이론이 받아들여지게 되었다. 하지만 어느 정도 판의 이동이 있었다는 목소리도 있다.
금성에 판구조운동이 없는 이유에 대한 설명중의 하나는 금성의 표면 온도가 너무 높아서 충분한 양의 물이 존재할 수 없기 때문이라는 것이다. 지구의 지각에는 물이 스며들어 있어서 전단대의 발달에 중요한 역할을 한다. 지각에 약한 부분이 있어야 그 곳이 경계가 되어 판이 서로 다른 방향으로 이동하든지 할 수 있게 된다. 그러한 지각의 연성화가 금성에서는 물의 부재로 일어나지 않았기 때문에 금성에서는 판구조운동이 나타나지 않았을 수 있다. 하지만 연구자들 중에는 금성에서도 판구조활동이 있거나 있었다고 생각하는 사람들이 있다.
금성과는 달리 화성의 지각에는 물이 포함되어있다. 이 행성은 지구에 비하여 상당히 작지만, 유사한 형태의 판구조활동의 흔적으로 볼 수 있는 것들이 있다. 타르시스 지역의 거대화산들은 지구의 호상열도처럼 일렬로 늘어서 있다. 마리너스 협곡은 판의 벌어짐에 의해 형성되었을 수도 있다.
마스 글로벌 서베이어 탐사선이 1999년에 화성의 자기장을 관측하였다. 그로부터 거대 규모의 지자기 띠가 발견되었다. 이러한 자화 무늬를 설명하기 위하여 적어도 한 때는 이 행성에 판구조운동과 비슷한 활동이 있었다는 주장이 제기되었다.
지진(地震, )은 지구 암석권 내부에서 갑작스럽게 에너지를 방출하면서 지진파를 만들어내며 지구 표면까지 흔들리는 현상이다. 지진은 느낄 수 없을 정도로 약한 크기서부터 사람과 여러 물건을 공중으로 들어올리고 도시 전체를 파괴할 수 있을 정도로 매우 격렬한 크기의 지진까지 다양한 강도로 일어난다. 특정 지역의 지진 활동(seismic activity)이란 특정 기간 그 지역에서 발생한 지진의 빈도, 유형, 크기를 말한다. 지진에는 지표면의 진동 외에도 정상 미끄러짐이나 슬로우 슬립 같은 비진동성 암반의 미끄러짐 현상도 포함된다.
지진은 지구 표면의 땅을 흔들고 암반의 위치를 옮기거나 변성시켜 휘어지게 만든다. 큰 지진의 진앙이 바다 해역 상에 있다면 해저 지형의 변화로 쓰나미가 일어날 수도 있다. 또한 지진으로 산사태나 액상화 현상 같은 2차 피해가 일어날 수 있으며, 일부 지진은 화산 활동을 일으킨다.
'지진'이라는 용어는 지진파를 일으키는 자연적, 인공적인 지진학적 현상을 통틀어 일컫는다. 대부분의 지진은 단층파열로 일어나며 그 외에도 화산 활동, 산사태, 지뢰 폭발, 핵실험 등 여러 자연적, 인공적 원인으로도 발생한다. 지진이 일어날 때 처음으로 단층이 파열되어 흔들림이 시작된 지점을 진원이라고 하고, 진원의 지표면상 지점을 진앙이라고 부른다.
영어에서 'earthquake'는 13세기 'eorthequakynge'라는 중세 영어 단어에서 유래한 말로, "땅에서 일어난 흔들림"이라는 'quavinge of erþe'이 하나로 합쳐진 말이다. 14세기 초 중세 영어에서는 위의 Earthquake를 줄인 "quaken"(현대 영어의 quake) 또한 지진을 가리키는 명사로 쓰이기 시작했다. 한편 'tremor'는 큰 지진보다 먼저, 혹은 늦게 발생하는 작은 지진을 말하며 중세 영어의 'tremour', 앵글로노르만어의 'tremor', 라틴어의 'tremere'에서 유래하였다.
한국어의 "지진"이라는 단어는 고대 한문의 '地震'이라는 단어에서 유래되었는데, 《죽서기년》에서 기원전 1831년 혹은 기원전 1652년에 중국의 태산에서 땅이 뒤흔들린 일을 "태산진"(泰山震)이라고 처음 표현하였다. 태산에서 일어난 지진 기록은 인류 역사상 최초의 지진이 기록된 문헌 기록이다. '震'이라는 단어는 중국티베트조어의 "*dar ~ d(u/i)r "에서 유래되었으며 중세 중국어에서 '地震'으로 발전하였다.
지질구조학적 지진은 단층면을 따라 파괴가 전파될 수 있을 정도로 충분한 탄성 변형 에너지가 축적된 지구 어디서나 발생할 수 있다. 단층면은 단층면 표면에 마찰 저항을 늘리는 불규칙한 표면 혹은 애스패리티(돌기) 구조가 없을 때만 부드럽고 지진 없이 움직인다. 대부분의 단층면은 울퉁불퉁하고 이 때문에 단층은 스틱 슬립 현상이 일어난다. 단층면이 정지 상태가 되면 판 사이 상대적인 움직임은 계속되어 단층 사이 응력이 증가하므로 두 단층이 고착된 표면 주변 영역에 응력이 쌓인다. 이는 응력이 거칠거칠한 돌기 구조를 파괴할 수 있을 때까지 계속 쌓이며 애스패리티가 끊어지면 갑자기 고정되었던 단층면 사이가 순간적으로 미끄러지면서 응력을 방출한다.
방출된 에너지는 탄성 변형을 가하는 지진파, 지표면 단층을 달구는 마찰열, 암반이 가라지는 운동에너지 등으로 방출되며 이들이 합쳐지며 지진이 발생한다. 이렇게 응력이 점진적으로 쌓이다 간헐적으로 순간적인 지진이 일어나 응력이 한꺼번에 발생한다는 이론을 탄성반발설이라고 부른다. 지진의 총 에너지 중 약 10%만이 지진파 형태의 흔들림으로 방출된다. 지진의 총 에너지 중 대부분은 단층 파열을 더 늘리거나 마찰 과정에서 발생하는 열에너지 형태로 방출된다. 따라서 지진은 지구상에 있는 가용한 탄성 퍼텐셜 에너지를 줄이고 온도를 높이지만 이 에너지 변화는 지구의 깊은 핵에서부터 방출되는 전도, 대류성 열에너지에 비하면 무시할 수 있는 수준으로 작다.
진원과 진앙.
지진은 지구 내부의 에너지가 축적되어 암석의 파열이 일어나는 한계를 넘어설 때 일어나는데, 암반이 파열되는 전체 영역을 진원역이라 한다. 규모 M8을 넘는 거대지진의 경우 진원역의 길이가 수백 km가 넘는다. 예를 들어 규모 M9.1이었던 도호쿠 지방 태평양 해역 지진의 경우 진원역은 이와테현 해역에서 이바라키현 해역까지 동서 200 km, 남북 500 km 길이 영역으로 광범위하다. 암반이 파열된 전체 영역 중에서도 암반이 처음으로 파열을 시작하는 땅 속의 한 지점을 보고 진원이라고 부른다.
진원 깊이.
지질학적으로 발생하는 자연지진의 대부분은 깊이 수십 km를 넘지 않는 불의 고리(환태평양 조산대) 지역에서 발생한다. 진원 깊이 70 km 미만의 지진은 천발지진이라고 부르며, 진원 깊이가 70 km에서 300 km 사이인 지진은 보통 중발지진이라고 부른다. 더 오래되고 차가운 해양판 지각이 다른 지각판 아래로 섭입해 내려가는 지역에서는 더 깊은 곳인 진원 깊이 300 km 에서 700 km 사이 지역에서도 지진이 일어날 수 있으며 이 지진을 심발지진이라 부른다. 이렇게 지진 활동이 강한 섭입대 지역을 와다치-베니오프대라고 부른다. 심발지진은 높은 온도와 압력으로 섭입한 암석권이 더 이상 파열되지 않는 곳에서 일어난다. 심발지진의 발생 원리 가설 중 하나로는 감람석이 첨정석 구조로 상전이하는 과정에서 단층 파열이 일어난다고 추정하고 있다.
이렇게 진원 깊이에 따라 지진을 세 가지로 분류하는 것은 베노 구텐베르크와 찰스 릭터가 70 km 이하를 "Shallow earthquake"(천발지진), 깊이 70-300 km 사이 지진을 "Intermediate earthquake"(중발지진)으로, 깊이 300 km 이상 지진을 "Deep earthqauke"(심발지진)으로 구분하면서 시작된 용어이다.
절대다수의 지진은 천발지진인데, 실제로 중발지진은 전 세계에서 발생한 지진 에너지의 12%를, 심발지진은 3%를 차지하고 나머지 85%는 천발지진이다.
지진 발생 빈도.
전 세계에 한해 약 50만 건의 지진이 지진계에 관측된다. 이 중 인간이 흔들림을 느낄 수 있는 지진은 약 10만 건이다. 소규모 지진이 주로 발생하는 지역은 엘살바도르, 멕시코, 과테말라, 칠레, 페루, 인도네시아, 필리핀, 이란, 파키스탄, 포르투갈의 아소르스 제도, 터키, 뉴질랜드, 그리스, 이탈리아, 인도, 네팔, 일본과 같은 판의 경계 지역이다. 규모가 커질수록 발생하는 빈도도 지수함수적으로 작아지는데, 예를 들어 같은 기간 규모 M4의 지진은 규모 M5의 지진보다 10배 더 많이 발생한다. 이는 지진 활동이 낮은 곳에서도 비슷한데 영국의 경우 M3.7 규모의 지진은 1년에 한번 꼴로, M4.7 규모의 지진은 10년에 1번 꼴로, M5.7 규모 지진은 100년에 1번 꼴로 지진이 발생한다. 이런 지진 발생 빈도를 체계화한 것을 구텐베르크-릭터 법칙이라고 부른다.
이와 같이 시간이 지나면서 점점 더 많은 지진이 관측되고 있지만 이 현상은 실제 지진의 발생 횟수가 늘어났기보다는 지진 관측소가 늘어나고 지진계의 성능도 증가하여 관측 가능한 지진의 개수가 증가했기 때문이다. 실제로 전 세계의 지진 관측소 개수는 1931년 약 350개에서 오늘날 수만 개로 증가하였다. 미국 지질조사국(USGS)의 발표에 따르면 1900년 이후 연평균 규모 M7.0-7.9의 대지진이 18차례 발생했고, M8.0 이상의 거대지진은 1회 정도 발생했으며 이 평균치는 큰 오차 없이 매우 안정되었다고 밝혔다. 2000년대 초반에는 연간 발생한 대지진의 수가 점점 감소하는 모습도 보였는데, 이는 체계적인 추세라기보다는 통계적인 일시적 변동일 가능성이 높다. 지진의 규모와 그 발생 빈도에 대한 자세한 통계는 미국 지질조사국에서 확인할 수 있다. 대지진의 수가 해마다 올라갔다거나 내려갔다는 변동에 대한 지적도 있는데, 이는 격렬한 지각 활동의 주기성으로도 볼 수 있다. 하지만 지진에 대해 정확하게 기록을 남기기 시작한 때가 1900년이 넘어서였기 때문에 통계를 통해 단정적인 결론을 내리는 것이 부적합하다는 의견이 다수이다.
전 세계에서 발생하는 지진의 90%, 큰 규모의 대지진의 81%는 태평양판의 경계를 따라가는 길이 약 40,000 km의 말굽 모양 영역인 환태평양 조산대에서 발생한다. 그 외에도 히말라야산맥과 같은 주요 판 경계 지역에 거대지진이 자주 발생한다.
멕시코시티, 도쿄, 테헤란과 같은 지진위험도가 높은 도시가 메가시티로 빠르게 성장함에 따라 일부 지진학자들은 단 한 번의 지진으로 최대 300만 명 이상의 사상자가 발생할 수도 있다고 보고 있다.
지진군.
대부분의 지진은 시간적, 공간적으로 서로 연관되어 발생하며 이를 한데 묶어 지진군(earthquake cluster)을 형성한다. 대부분의 지진군은 피해를 거의, 혹은 전혀 일으키지 않는 작은 지진으로 이루어져 있지만 지진이 일정한 패턴을 이루며 다시 일어날 수 있다는 이론도 존재한다.
여진이란 큰 지진, 즉 본진 이후에 발생하는 하나 혹은 여러 지진을 의미한다. 여진이 일어나는 주요 원인은 암반 사이 급격한 응력 변화와 본진의 응력이 파열된 단층면 주변의 지각에 영향을 주어 이동하거나 변형하기 때문에 발생한다. 여진은 본진과 동일하거나 거의 비슷한 곳에서 일어나지만 그 규모는 본진보다 더 작다. 그럼에도 본진으로 이미 피해를 입은 건물에 더 큰 피해를 줄 수 있으므로 위험도가 높다. 보통 뒤에 일어난 여진이 본진보다 더 크면 여진이 본진으로 바뀌고 원래 본진은 전진이라고 부르게 된다. 여진은 본진으로 이동한 단층면 주위 지각이 본진의 충격에 다시 변형되거나 재이동하면서 발생하므로 주로 진원역에서 여진이 일어난다.
군발지진이란 짧은 기간 사이에 특정 지역에서 일련의 여러 차례 일어나는 지진을 의미한다. 군발지진은 일련의 여진과는 다른데 발생한 지진들 중 어느 지진도 다른 지진보다 유달리 강하거나 크게 다른 점이 없어 어떤 지진도 본진이라고 집어서 말할 수 없다. 군발지진의 예시로는 2004년 미국 옐로스톤 국립공원의 지진이나 1965-1970년간 일어났던 일본의 마쓰시로 군발지진이 있다. 한국에서는 2013년 보령 앞바다에서 그리고 2020년 해남군 지역에서 군발지진이 발생한 적이 있다.
그 외에도 때때로 이전 지진의 흔들림이나 응력 재분배로 지진이 군집을 이루어 촉발해 발생하는 일련의 '지진폭풍'이라는 현상이 일어난다. 여진과 비슷하긴 하지만 본진이 일어났던 지진이 아닌 인접한 지진에서 일어나는 지진폭풍은 수년에 걸쳐 발생하며 초기에 발생한 지진만큼 큰 피해를 주는 지진이 발생한다. 이런 지진폭풍의 예시로는 20세기 터키의 북아나톨리아 단층을 강타한 12차례의 지진, 중동에서 오랫동안 발생하는 변칙적인 군발지진군 등이 있다.
원인 연구의 역사.
신화 시대.
지진이 자주 발생하는 일본에서는 고대에서부터 "땅 속 깊은 곳에 큰메기가 살고 있고, 이 큰메기가 날뛰어서 대지진이 일어난다"라는 야마토 민족의 설화가 있었다. 에도 시대에는 안세이 대지진 이후 '나마즈에'라고 부르는 니시키에가 유행하는 등 일본인은 지진과 메기를 하나로 엮었다. 또한 이바라키현 가시마시에 있는 가시마 신궁에서는 큰메기를 요석으로 꽉 움켜쥐어 지진을 막아주는 수호신을 섬기고 있다.
홋카이도의 아이누에게는 "땅 속 지하에 거대한 아메마스(홍송어)가 살고 있으며 아메마스가 날뛰면 지진이 일어난다"라는 야마토 민족과 비슷한 설화가 있다. 아이누는 지진이 일어나면 지진을 진정시키기 위한 저주로 이로리의 재에 작은 칼이나 꼬챙이 등을 찔러 아메마스를 짓누르는 시늉을 하였다. 무카와정에서 비라토리정에 이르는 지방에서는 지진이 발생했을 때 "잇케아토에, 에이타카슈, 아에오마"(얌전히 있지 않으면 허리를 찔러버린다) 등의 주문을 외우며 춤을 춘다는 의식을 치렀다는 기록이 남아 있다.
노르드 신화에서는 로키 신이 격렬하게 움직여서 지진이 발생한다고 설명했다. 장난과 전투의 신인 로키가 아름다움과 빛의 신 발드르를 살해했을 때 로키는 독사를 머리 위에 올려놓고 독을 흘린 채 동굴에 묶여 갇히는 형벌을 받았다. 로키의 아내인 시귄이 독을 받아내기 위해 쟁반을 들고 로키의 곁을 지켰지만 그릇을 비워야 할 때 마다 독이 로키의 얼굴 위로 뚝뚝 흘렀고 로키는 머리를 홱 잡아댕겨 결박한 곳에 부딪힐 때마다 대지 전체가 흔들렸다는 설화가 있다.
그리스 신화에서는 바다와 지진의 신인 포세이돈이 지진을 일으켰다. 기분이 나쁠 때마다 포세이돈이 삼지창으로 땅을 치면 지진과 다른 자연재해가 발생했다고 전해진다. 또한 포세이돈은 보복으로 인간들에게 벌을 주고 두려움을 주기 위해 지진을 이용했다는 설화가 전해진다.
지진학적 연구.
고대 그리스에서는 자연철학자인 아낙시메네스가 지진은 흙의 부재로, 즉 대지의 구덩이 안으로 흙이 함몰되어 지진이 일어난다고 생각했다. 아낙사고라스는 지진이 지하에 물이 심하게 흘러내려서 발생하는 것이라고 생각했다. 이후 아리스토텔레스는 4원소설을 주창하면서 지진은 땅에서 증기와 같은 프네우마가 밖으로 분출하면서 발생한다고 주장했다. 이를 종합해 소 세네카는 땅 속에서 공기가 분출하여 공동이 생기고 이 공동이 무너지면서 지진이 일어난다는 가설을 세웠다. 또한 이런 일이 발생하기 전에는 먼저 땅 밑 공동에서 바람이 불어들어가야 하기 때문에 지진이 발생하기 전에는 날씨가 숨이 막힐듯이 답답해진다는 이른바 지진 날씨를 통해 지진을 예지할 수 있다고 생각했다. 한편 아라비아반도에서는 이븐 시나가 지진은 땅의 융기로 발생하는 것이라고 추정했다.
1755년 리스본 지진 이후 18세기부터는 존 미첼이 지진 연구를 수행하면서 화산의 영향으로 땅 속의 수증기가 이동해 지진이 발생하고, 이 때 땅이 이동하여 지진파가 발생한다고 주장했다. 19세기 말에는 일본의 고용 외국인이었던 존 밀린이나 제임스 알프레드 유잉이 지진을 직접 겪으면서 1880년 최초의 지진학회인 일본지진학회가 세워지고 지진계 및 지진학 연구가 진행되기 시작하였다.
미국의 지진학자 해리 필딩 라이드는 1906년 미국 샌프란시스코에서 발생한 지진과 눈에 띄게 나타난 단층과의 관계를 연구하여 암석이 응력을 받다가 그 한계점을 초과할 경우 암반이 파열되어 지진이 발생한다는 탄성반발설을 주장했다.
20세기 들어 1917∼1918년경 일본의 시다 도시(志田順, 1876∼1936년)는 지진이 일어났을 때에 지면이 최초 진원에 대해 끌리는 식으로 움직였는지 밀리는 식으로 움직였는지를 지진계 기상(記象)에서 판독하여, 이를 관측점마다 지도상에 기입해 보고 규칙적인 분포를 이룬다는 것을 발견하였다. 이러한 P파 초동(初動)의 분포에는 두 가지 형이 있는데, 하나는 사상한형(四象限型), 또 하나는 진앙 부근의 원내에 한정된 형(밀린 원추형)으로, 사상한형은 단층의 생성에 의해 설명되고 후자는 진앙 부근의 지각의 침강으로 설명된다. 이와 같은 얼개를 발진기구라 한다. 그 후, 사상한형으로 초동이 분포하는 지진은 수없이 발견되어, 한때는 단층지진설(單層地震說)이 유행하였다. 이에 대하여 1934년 이시모토 미시오(石本已四雄)는 마그마 관입설(magma 貫入說)을 주창하였다. 1929년 와다치 기요(和達淸夫)는 맨틀 내에 일어나는 심발지진을 발견하였는데, 심발지진의 P파 초동분포가 있는 것은 진앙 근처가 밀리고 있다. 이시모토는 이것은 원추 내에서 미는 힘이 작용하고 있어서 그 원추가 비스듬히 지표와 교차되므로 쌍곡선이나 타원형의 초동분포의 경계가 생긴다고 생각했다. 이 메커니즘은 마그마의 관입을 연상시킨다. 위와 같이 지진의 원인으로서는 단층지진설과 마그마 관입설이 있으나, 양쪽 다 하나의 가설만으로는 완전히 설명할 수 없다.
판 경계간 지진을 일으키는 단층은 크게 3가지 종류, 정단층(normal fault), 역단층(reverse fault), 주향이동단층(strike-slip fault)로 나눌 수 있다. 정단층과 역단층은 경사이동단층(dip-slip fault)의 한 종류로 단층이 경사지게 갈라져 형성되어 있으며 따라 암반이 움직이는 범위벡터에 수직 방향이 존재한다. 정단층은 주로 발산 경계와 같이 지각이 확장되는 지역에서 볼 수 있다. 역단층은 주로 수렴 경계와 같이 지각이 축소되는 지역에서 볼 수 있다. 주향이동단층은 단층의 양 암반이 수평선상으로 미끄러지는 비탈 구조이다. 대표적인 주향이동단층으로 변환 경계가 있다. 많은 지진은 경사이동과 주향이동 두 요소를 모두 가지고 있는 단층의 움직임으로 발생하며, 이 단층 이동을 사교단층(oblique slip)이라고 부른다.
역단층, 그중에서도 수렴하는 판 경계에 있는 단층은 규모 8 이상의 매우 강력한 지진인 메가스러스트 지진(해구형지진)과 관련이 있다. 해구형지진은 전 세계에서 발생하는 총 지진 모멘트의 약 90%를 차지한다. 대륙변환단층과 같은 주향이동단층도 규모 8 정도의 거대한 지진을 일으킬 수 있다. 정단층에서 일어나는 지진은 대부분 규모 7 이하이다. 지진의 규모는 1이 늘어날 때 마다 방출하는 에너지가 약 32배 늘어난다. 예를 들어 규모 6.0의 지진은 규모 5.0의 지진보다 약 32배 더 많은 에너지를 방출하며, 규모 7.0의 지진은 규모 5.0의 지진보다 약 1,000배 더 많은 에너지를 방출한다. 규모 8.6의 지진이 발생할 경우 제2차 세계 대전에서 히로시마에서 투하된 원자폭탄 약 10,000개 분량의 에너지가 방출된다.
위와 같이 단층의 종류별로 일어날 수 있는 지진의 규모가 달라지는 이유는 지진으로 방출되는 에너지와 그 규모가 단층이 파열되고 그 응력이 방출되는 면적에 비례하기 때문이다. 따라서 단층의 길이가 길고 단층이 이동하는 그 폭이 넓을수록 지진의 규모도 더 커진다. 지구 지각의 가장 윗부분인 부서지기 쉬운 부분과, 뜨거운 멘틀을 향해 섭입하는 차가운 슬래브만이 지구상에서 탄성 에너지가 저장되고 방출될 수 있는 지역이다. 약 300 °C가 넘는 뜨거운 암석은 압력을 받으면 액체처럼 압축되는 반응을 보이므로 암반이 파열되어 지진이 일어날 수 없다. 단층이 파열될 수 있는 현재 발견된 최대 길이는 (단일한 단층 파열의 경우) 약 1,000 km에 달한다. 이런 경우의 예로 1957년 알래스카 지진, 1960년 칠레 지진, 2004년 수마트라 지진이 있으며 이들 모두 섭입대에서 일어난 지진이다. 주향이동단층에서 일어난 가장 큰 지진으로는 샌앤드레이어스 단층(1857년, 1906년), 북아나톨리아 단층(1939년), 데날리 단층(2002년) 등으로 섭입한 판들에 비교하여 약 절반에서 1/3 정도의 길이이며 정단층의 경우 이보다도 훨씬 더 짧다.
하지만 최대 지진 규모를 결정하는 가장 중요한 단층 매개변수는 최대 단층 이동 가능 길이가 아니라 단층의 폭(넓이)이다. 폭의 경우 최대 20배 넘게 변할 수 있다. 수렴 경계를 따라 섭입하는 단층면의 경사각은 매우 작으며 일반적으로 약 10도이다. 따라서 지구의 가장 부서지기 쉬운 지각면의 폭은 최대 약 50-100 km로 1964년 알래스카 지진이나 2011년 도호쿠 지진과 같이 매우 강력한 지진이 발생할 수 있다.
주향이동단층의 경우 주향면이 수직인 경우가 많으며 이 때문에 대부분의 단층 폭이 약 10 km 내외로 작다. 따라서 주향이동단층에서 규모 8 이상의 지진이 일어나는 것은 불가능하다. 많은 정단층에서 일어나는 최대 지진 규모는 이보다도 훨씬 작은데 정단층 중 대다수가 아이슬란드에서와 같이 중심지를 따라 넓게 퍼져 있으며 부서지기 쉬운 단층의 폭이 최대 약 6 km로 더 짧기 때문이다.
세 가지 단층 유형은 서로 다른 응력 수준을 가지고 있다. 스러스트 단층은 최고 수준의 응력 축적을, 주향이동단층은 중간 수준의 응력 축적을, 정단층의 경우 가장 작은 수준의 응력 축적에서 생겨난다. 이는 단층 현상이 일어날 때 암반을 "밀어내는" 힘의 방향인 가장 큰 주응력의 방향을 고려하면 쉽게 이해할 수 있다. 정단층의 경우 암반이 수직 방향으로 밀려나가기 때문에 밀리는 힘(가장 큰 주응력)은 암반 질량 그 자체와 같다. 스러스트 단층의 경우 암반의 질량이 최소가 되는 주응력 방향, 즉 암반을 위로 "들어올리는" 방향으로 밀려나므로 위로 암반을 들어올리는 힘이 주응력과 같다. 주향이동단층의 경우 위에서 설명한 두 단층 유형의 중간에 해당된다. 세 단층 환경에서 이러한 응력의 차이는 단층 현상이 일어날 때 단층의 차원에 상관없이 방출하는 에너지의 차이인 응력 방출량의 차이에 영향을 준다.
단층 파열.
지질학적으로 발생하는 지진은 단층 표면의 한 지점에서 처음으로 단층 파열이 일어나며 시작되는데 이를 핵형성(nucleation)이라고 부른다. 핵형성 지대의 크기는 불확실하며 가장 작은 지진의 파열 면적의 경우 약 100 m 보다도 작다는 증거도 있는 반면 지진의 저주파 스펙트럼에 따른 느린 성분 분석에 따르면 이보다도 더 크다는 연구도 있다. 핵형성에 일종의 준비 과정을 가질 가능성은 지진의 약 40%가 전진이라는 현상을 가진다는 것으로 뒷받침된다. 단층 파열이 시작되면 단층 표면을 따라 파열이 전파되기 시작한다. 이 과정에서 일어나는 물리역학은 제대로 이해되어 있지 않은데, 부분적으로는 실험실에서 높은 파열 속도를 재연하는 것이 어렵기 때문이다. 또한 강한 지면 흔들림의 영향으로 핵형성 인근에서 정보를 확인하는 것이 매우 어렵다.
단층 파열의 전파는 일반적으로 파괴역학적 접근법을 사용해 모델링하며, 이 때 파열은 혼합 상태의 전단파괴와 유사하다. 파열 속도는 균열 끄트머리 주위 부피에 있는 파괴 에너지의 함수로 나타내며, 파괴 에너지가 감소하면서 속도가 증가한다. 파열 전파 속도는 단층이 움직이는 변위 속도보다 훨씬 빠르다. 지진의 파열은 보통 S파의 70-90%의 속도로 전파되며 이 속도는 지진의 규모와는 무관하다. 다만 단층 파열 현상이 일부 경우에는 S파보다도 더 빠른 속도로 전파된다. 이러한 초전단 지진(슈퍼시어 지진)은 대규모 주향이동단층이 일어날 때 관측되었다. 2001년 쿤룬 지진으로 일어난 지진 피해 범위가 비정상적으로 넓었던 것도 지진이 일어나면서 발생한 일종의 지질학적 소닉붐 현상 때문이다. 특정 지진의 경우에는 지진 파열 속도가 비정상적으로 느린 경우도 있는데 이를 슬로우 슬립(느린 지진)이라고 부른다. 느린 지진의 특히 위험한 형태는 해일지진인데, 지진의 단층 파열 속도가 매우 느려 상대적으로 매우 작은 지진 흔들림으로 큰 쓰나미를 만들어 내 해안 주민들이 경각심을 가지지 못하고 큰 쓰나미 피해를 입는 경우가 많다. 해일지진의 대표적인 예시가 1896년 일본에서 일어났던 메이지 산리쿠 해역 지진이다.
지진파.
모든 지진은 여러 가지 종류의 지진파를 방출하며, 각 지진파는 서로 다른 속도로 암반을 통과한다. 대표적인 지진파의 종류는 다음과 같다.
고체 암석에서 운동하는 지진파의 위상 속도(전달 속도)는 매질의 특성과 탄성 등에 따라 약 3 km/s에서 최대 13 km/s까지 이른다. 지구 내부에서는 충격파 또는 P파가 S파보다 더 빠르게 이동한다. 진앙에서 관측소까지 각 지진파의 전달 시간 차이를 가지고 지진의 진원과 지구 내부 구조를 알아낼 수 있다. 이를 통해 진원의 깊이도 알 수 있다.
지각 상부에서 P파는 토양과 비결정질 퇴적물에서 초당 약 2-3 km의 속도를 보이며, 단단한 암석에서는 초당 약 3-6 km의 속도로 증가한다. 하부 지각에서는 그 속도가 6-7 km/s로 증가하며 맨틀 깊숙히에는 최대 초속 13 km로 증가한다. S파의 속도는 가벼운 퇴적 지반에서 초당 2-3 km로, 지각에서는 초당 4-5 km이며 맨틀 깊숙한 지역에서는 초당 7 km의 속도를 보인다. 이 때문에 지진이 일어난 지점에서 먼 곳에서는 최초의 파동이 맨틀을 통해 지진 관측소에 도착한다. 하지만 진앙과 매우 가까운 곳에서는 P파가 도달한 직후 혹은 바로 직전에 레일리파가 닥치는 경우도 있다.
P파로 첫 흔들림이 시작되고 나서 S파가 도달하기 전까지를 초기 미동이라고 하는 작은 흔들림이 발생한다. 이후 S파가 도달한 후에는 주요동이라고 하는 비교적 큰 지진파가 닥친다. S파와 그 이후에 도달하는 표면파는 P파와 달리 대부분의 지진 피해를 준다. P파는 이동한 방향과 같은 방향으로 물질을 압축시켰다가 다시 신장시키는 반면 S파는 이동하면서 땅을 위아래로 흔들기 때문이다.
지진파/지진동의 주기.
지진으로 지진파가 발생하고, 이 지진파로 땅이 흔들리는 지진동이 감지된다. 이 지진파의 주기는 피해를 입는 구조물과 일정한 관계가 있다. 구조물에는 각기 가지고 있는 고유진동에 공진하기 쉬우며, 주파수가 달라도 구부림, 비틀림, 신축/이완 등 여러 가지 변형 현상으로 구조가 변형되는 여러 변형에 대한 지진동의 특성이 존재하고 지진공학이나 건축공학에서는 이 특성 진동을 중요시한다. 내진설계를 할 때 다양한 고유 진동 주기와 감쇠 정수를 가지는 구조물의 응답 스펙트럼을 해석하여 지진동에 대한 구조물의 특성을 분석한다.
예를 들어, 목조 주택같은 경우에는 주기 1초 정도의 짧은 단주기 지진동이 구조물의 고유진동이므로 주기 1초의 지진동이 강하면 목조 주택이 지동에 공진하여 강하게 흔들리고 건물이 붕괴되거나 큰 피해를 입어 피해가 더 커지기 쉬워진다. 이런 1초 주기 단주기 지진동을 일본에서는 '킬러 펄스'라고 부르며 효고현 남부 지진에서는 '킬러 펄스'의 진동이 강해 대부분의 사망자가 붕괴된 주택에서 압사한 경우가 많았다. 반면 고층 건축물은 주기 5초 이상의 장주기 지진동이 고유진동으로 지진파가 퇴적분지를 지나는 과정에서 증폭되기 쉬운 장주기 지진동으로 평야에 지어진 마천루의 고층에서 큰 피해가 발생하기 쉽다. 일반적으로 규모가 큰 지진일수록 주기가 진 지진동의 세기(진폭)도 더 커지며, 주기가 큰 진동은 덜 감쇠되기 때문에 먼 지역까지 장주기 지진동이 도달해 피해를 입히기 쉽다. 그 외에도 규모 M9를 넘는 초거대지진에서는 초장주기 지진동이나 지구자유진동이라고 부르는 주기 수백초 혹은 그 이상의 지진동으로 지구 전체가 흔들리는 현상을 관측할 수 있다. 초장주기 지진동 중에서는 지구 전체의 고유진동과 맞는 주기의 지진동도 있어 지구 전체가 매우 긴 주기로 흔들린다.
지진파와 지진동의 주기는 지진의 규모나 진원 깊이와 연관성이 깊다. 대지진이라고 부르는 규모 M7 정도까지는 단주기 지진동이 더 크지만, 그 이상의 규모가 커질수록 장주기 지진파의 진폭은 커지지만 5초 이내의 단주기 지진파의 진폭이 더 이상 커지지 않는 현상이 발생하며 해구형지진의 경우에는 장주기 지진동이 월등히 더 강해진다. 또한 주기가 길어질수록 감쇠 비율이 점점 작아지기 때문에 진앙에서 멀어질수록 단주기 지진동보다는 장주기 지진동을 느끼기가 훨씬 쉽다. 규모가 큰 지진에서는 단주기 지진동의 진폭이 규모와 비례하지 않으므로 장주기 지진동의 파형에서 모멘트 규모를 계산한다.
규모와 진도.
지구가 흔들리거나 땅이 흔들리는 일은 고대서부터 인간에게 알려진 흔한 현상이었다. 최대 지반 속도와 가속도를 직접 측정할 수 있는 강운동 강진계(가속도계)가 발명되기 전까지 지진의 크기는 피해 지역에서 관측된 여러 현상을 기초하여 추측한 후 다양한 종류의 진도로 분류하였다. 20세기 들어서 이러한 땅의 흔들림의 원인이 지각의 파열로 밝혀졌고 어느 지역에서든 지진 흔들림의 세기는 그 지역의 지반 조건 외에도 단층 파열의 강도나 그 크기, 단층 파열 지점과의 거리에 따라 달라진다는 점이 밝혀졌다.
지진의 규모를 처음으로 정의한 것은 1935년 찰스 릭터가 개발한 릭터 규모이다. 릭터 규모 이후 발명된 여러 지진 규모도 각 단위가 1이 올라갈 때마다 지반 흔들림의 진폭이 10배, 방출한 에너지는 32배 늘어나는 릭터 규모의 특징을 그대로 가지고 있다. 또한 기타 규모들도 척도 한계 내에서는 릭터 규모와 거의 같은 값을 가지도록 보정된다.
일반적으로 지진의 규모를 나타내는 지표로 "지진이 방출한 에너지량"을 나타내는 규모를 사용해 'M'으로 표기한다. 지진 규모는 계산 방법에 따라 여러 종류가 있으며 각종 규모를 구별하기 위해 M 뒤에 아래첨자로 구별 기호를 다는 식으로 구별한다. 지진학에서는 주로 지진이 한 암반이 다른 암반 위에서 미끄러지는 데 얼마나 많은 일을 했는지 측정하는 척도인 지진 모멘트 M0을 기반으로 계산한 모멘트 규모(Mw)를 사용한다.
이 외에도 지진의 관측 기관에 따라 서로 다른 종류의 규모 단위를 사용하는 경우도 있지만 모든 규모 척도는 기본적으로 찰스 릭터가 개발한 릭터 규모의 로그 척도를 기반으로 중간 범위의 규모의 경우 원래의 릭터 규모와 거의 비슷하도록 계산된다. 기타 규모 척도는 기본적으로 지진동의 최대 진폭에 상용로그를 씌운 값을 기초로 하는데 이 때문에 모멘트 규모를 제외하고 어떠한 지진 규모를 사용하더라도 규모 M8.5정도나 그를 넘는 거대지진이나 초거대지진은 규모 값이 실제 방출 규모보다 더 올라가지 않는 '포화' 현상이 발생한다. 이런 문제점을 개선하기 위해 지진 모멘트를 통해 계산한 모멘트 규모를 지진의 규모 단위로 가장 많이 사용하며, 미국 지질조사국(USGS)과 같은 기관에서는 모멘트 규모를 단순하게 'M'이라고 표기하고 있다.
일본에서는 일본 기상청이 자체적으로 정의한 일본 기상청 규모(Mj)를 사용하고 있으며 일본에서는 자체 규모를 줄여서 단순하게 'M'이라고 표기하는 경우가 많다. 이와 달리 대부분의 국가에서는 표면파 규모(Ms)나 실체파 규모(Mb)를 단순 규모로 사용하는 경우가 많다. 규모가 1이 커질 때마다 에너지는 약 31.6배, 2배 커지면 정확하게 1,000배 늘어난다.
특정 지진의 규모가 발표한 기상기관마다 서로 다르거나 같은 기관이더라도 여러 값을 발표하는 경우가 있다. 예를 들어 2011년 일본에서 일어난 도호쿠 지방 태평양 해역 지진의 경우 일본 기상청이 발표한 규모는 M9.0인데 이는 모멘트 규모 기준이며 일본 기상청 규모 기준 규모는 M8.4이다. 이 기상청 규모도 지진 발생 직후 수 차례 정정되었는데 보도 초 M7.9로 추정했지만 이후 M8.4로 수정하였다. 이후 모멘트 규모 M8.8로 발표했다. 최종적으로 M9.0으로 수정하였다. 미국 지질조사국의 경우에는 모멘트 규모 M9.0이라고 발표했다. 2016년 7월 11일 심층 연구를 통해 모멘트 규모 M9.1이라고 독자적으로 발표하였다.
근대적인 지진계 발명 이전에는 지진동의 세기를 신체의 감각 및 주위 상황으로 판단하여, 몇 단계로 구분하였다. 이렇게 지진 피해나 흔들림 느낌 등을 통해 같은 피해를 본 지역을 정리한 진도계(震度階)는 얼핏 생각하기에 비과학적으로 지진동의 세기를 표시하는 방법 같이 보이지만 이후 지진의 흔들림과 지진계 사이 관계를 통해 지진계가 없었던 옛날의 지진기록을 통해 그 지진의 규모도 추정할 수 있을 뿐더러, 정확한 지진계의 기록을 해석하기 전에 발생한 지진에 관한 정보를 빠르게 알아볼 수 있다는 등의 이점이 있다.
물리학적으로 지진동의 크기를 표현할 수 있는 수치로 속도, 가속도, 변위 등이 있다. 건축물이나 토목구조의 설계 분야에서는 응답 스펙트럼이나 SI값이라는 수치로 지진동의 크기를 나타내는 방법으로 활용하고 있다. 보통 인체의 감각, 주위 물체의 흔들림 크기, 건축물의 피해 크기 등 다양한 요소를 고려하여 지진동의 크기를 객관적으로 단계화한 진도를 지진의 흔들림 세기를 나타내는데 사용한다.
지진의 규모가 커질수록 보통 지진의 최대진도도 같이 커지지만 지진의 진도는 진원거리, 단층의 이동 방향, 단층 파괴 전파 속도, 지반의 구조나 성질, 지진파의 특성 등에 따라 크게 달라진다. 지하 지반에 물과 공기가 많이 함유되어 흙 입자들이 부드러운 지층일수록, 또한 새로 만들어진 지층일수록 흔들림이 더욱 증폭되며 흔히 연약 지반이라고 부르는 하천가의 평야부나 매립지 지형이 더 크게 흔들리기 쉽지만 지반 개량 공사나 기초 건설 방식에 따라 증폭된 흔들림을 줄일 수 있다.
2011년 일본에서 일어난 도호쿠 지방 태평양 해역 지진의 경우 공식적으로 최대진도 진도7로 기록되었지만 이를 공식적으로 관측한 곳은 미야기현 구리하라시 1곳뿐이었다. 도서 지역을 제외한 도쿄도 지역의 경우에는 진도5강(18개 지점)~진도3(3개 지점)의 좀 더 약한 세기의 흔들림을 관측했다. 각국이 발표하는 "특정 지역의 진도값"이란 그 지역 내에 설치된 여러 지진 관측점 중 가장 흔들림이 컸던 점의 값을 뜻한다. 또한 진도는 해당 지점을 대표하는 곳에 설치된 지진계가 측정한 진도의 '최소치'이므로 실제 다른 지점에 적용하면 지반 상태에 따라 지진 관측점보다 최대 진도1 정도 오차가 발생할 수 있으므로 "지역의 진도"와 실제 피해상황이 항상 같지 않을 수 있다.
지진체적.
1956년 쓰보이(坪井忠二, 1902∼?)는 지각의 강도에 한계가 있으며 따라서 지각이 부서지지 않고 저장할 수 있는 의력(歪力)에는 상한이 있다고 생각하고 발생 가능한 최대 지진의 에너지를 추산하여 5×1024erg라는 값을 얻었다. 이 수치는 이전까지 알려진 최대 지진인 매그니튜드 8.6인 지진의 에너지와 일치한다. 이렇게 하여 지진 에너지는 의(歪)의 대소보다도 그것에 관여하는 지각의 체적으로 결정된다는 생각이 생겨났다. 이 체적을 지진체적(地震體積)이라 한다. 지진체적 1 cm3중의 에너지는 약 3000erg이다.
지진의 종류.