지진이란 땅속의 거대한 암석이 갑자기 부서지면서 그 충격으로 땅이 흔들리는 것을 말한다. 지진은 지구내부 어딘가에서 급격한 지각변동이 생겨 그 충격으로 생긴 파동, 즉 지진파가 지표면까지 전해져 지반을 진동시키는 것이다. 학술적으로는 "지진이란 탄성에너지원으로부터 지진파가 전파되면서 일으키는 지구의 진동" 이라고 정의할 수 있다. 땅의 흔들림이 느껴진 곳이면 그 장소에 지진이 일어났다고 인식하고 있으나 이것은 '지진' 보다는 '지진동'이라는 표현이 더 적합하다.
지진은 넓은 지역에서 거의 동시에 느껴진다. 이 때 각 지역의 흔들림의 정도, 즉 진 도를 조사해 보면 어느 좁은 범위내에서 가장 세고 그곳으로부터 멀어지면서 흔들림 이 약하게 되어 먼곳에서는 흔들림을 느끼지 못한다. 이것으로부터 흔들림이 가장 큰 장소 부근의 지하에서 어떤 급격한 변동이 발생하여 그것에 의한 진동이 파동으로 사방에 전해져 각지를 흔드는 것이라 할 수 있다. 이것은 마치 종을 쳤을때 사방으로 울려 퍼지는 음파와 같은 성질을 갖고 있다.
으로 분류한다. 이들을 자연지진(natural earthquakes)이라 하는데 대부분의 지진은 구 조지진으로서 지구외부의 대규모 변형을 일으키는 힘의 원동력인 구조력(tectonic force)에 의하여 축적된 탄성에너지가 일시에 방출되는 현상에 기인하는 것이다.
화산지진은 화산지역에서 화산폭발이 원인이 되어 발생하는 지진이며, 함몰지진은 지 각 내부 어딘가에 연약한 지반이나 공동(空洞)이 내려앉으면서 발생하는 지진이다. 기타, 진앙거리 1000km를 기준으로 근거리 지진과 원거리 지진으로 구분하고, 깊이에 의해 60-70km미만은 얕은지진(淺發地震), 300km이상은 깊은지진(深發地震)이라 하고, 그 중간에 해당하는 것은 특별한 용어가 없다. 다만, 편의상 다소 깊은지진이라 부르 거나 '150km깊이지진'과 같이 깊이를 함께 말하기도 한다.
제한된 공간과 시간내에서 상대적으로 규모가 가장 큰 지진을 본진(本震)이라 하고 그 앞의 지진은 전진(前震), 그 뒤에 지진은 여진(餘震)이라 한다. 본진이라 할 만한 지진이 없을 경우에는 무리지진(群發地震) 혹은 지진군(地震群)이라 한다. 또한 사람의 몸으로 느낄 수 없고 지진계에만 기록되는 지진을 무감지진(無感地震), 사람이 느꼈으면 유감지진(有感地震)이라 한다.
한편, 땅속에서 화약을 폭발시키거나 지하핵실험 등으로 지진과 유사한 현상이 일어 나는데 이를 인공지진(man-made earthquakes)이라 한다. 인공지진은 아니지만 인 간의 행위가 원인이 되는 지진으로서, 깊은 우물에 대량의 물을 주입하거나 높은 댐 을 만들어 저수하면 그 부분에 지진이 일어나는 경우가 있는데 이것을 유발지진 (induced earthquakes)이라 한다.
지진의 직접적인 원인은 암석권에 있는 판(plate)의 움직임이다. 이러한 움직임이 직 접 지진을 일으키기도 하고 다른 형태의 지진 에너지원을 제공하기도 한다. 판을 움 직이는 힘은 다양한 형태로 나타나는데, 암석권 밑의 상부맨틀에 비해 차고 무겁기 때문에 침강지역에서 파고 들어 가려는 힘, 밑에서 상승하여 좌우로 넓어지려는 힘, 지구내부의 열대류가 판의 밑부분을 끌고가는 힘 등이라고 생각할 수 있으나, 이것들 이 어느 정도의 비로 작용하는 가는 정확히 알 수 없다. 암석권(lithosphere)은 지표 에서 100km정도 두께의 딱딱한 층이며 그 밑에는 암석권에 비해 덜 딱딱하고 온도도 높아 쉽게 변형될 수 있는 층이 존재하는데(상부맨틀) 지진이 일어날 수 있는 깊이의 한계는 여기까지로 지표로부터 약 700km의 깊이이다(그림 2 참조). 지진발생 원인에 대한 학설은 여러가지가 있으나 대표적 학설은 다음과 같다.
이 이론은 1906년 캘리포니아 대지진이 발생했을 때 H.F.Reid가 산안드레아스 단층을 조사하여 지진의 원인을 규명한 것이다. 이는 지면에 기존의 단층이 존재한다고 가 정하고 이 단층에 가해지고 있는 힘(탄성력)에 어느부분이 견딜수 없게 되는 순간 급 격한 파괴를 일으켜 지진이 발생한다는 것으로 당시에는 큰 지지를 받았다. 그러나 지진은 모두 단층운동이 원인으로 일어난다고 단언한 것에는 증거불충분한 것이었다. 지진은 단층운동에 지나지 않는다고 하면 단층을 움직이는 힘이 어디로부터 유래하는 가가 다음의 문제로 된다. 그것을 설명하는 학설이 판구조운동론이다.
1960년대 후반에 등장한 학설로 지구의 표층이라고도 하는 수십km 혹은 그 이상의 두께를 가진 암석권(lithosphere)은 태평양판, 북미판, 유라시아판 등 10여개의 판으로 나누어져 있어 각각 매년 수cm 정도의 속도로 제각기 움직이고 있다. 이러한 상대운 동으로 판경계부근에서 주로 지진이 발생하며 경계부근의 판내부(intraplate earthquakes)에서도 발생하고 있다. 일본의 지진은 대부분이 태평양쪽에서 발생하고 있는데, 이것은 판경계(interplate earthquakes)지진으로 태평양판이 유라시아판 밑으로 충돌 침강하고 있기 때문이다. 이 이론은 대규모 수평면 운동이 지진, 화산 및 조산현상의 원인임을 설명하는 것이다.
지진을 규명할 때 '언제, 어디서, 얼마나 큰' 지진인가 라고 하는데 이들은 각각 진원 시, 진원, 규모에 해당하는 것으로 지진요소라 한다. 지진요소는 지진계(seismograph) 에 의한 지진파 기록의 분석결과로 구할 수 있다.
어떤 지점에서 지진동을 느꼈다면 이 지진동이 전파하기 시작한 시각이 있을 것이다. 즉, 지진파가 처음 발생한 시각이 바로 진원시이다. 이것은 어떤 지점에서 진동이 감 지 되거나 지진계에 기록된 시각에서 지진파가 전파해온 시간인 주행시간(travel time) 만큼 빠를 것이다. 지진파는 일정한 속도를 가지고 있기 때문에 거리에 비례하 여 도착하게 된다. 즉, 우리가 진동을 느끼거나 지진계에 기록되는 시각은 발생지점으 로부터 거리에 따라 각각 차이를 두고 나타난다. 따라서 여러곳에서 시간차를 두고 기록되었다 해도 결국 진원시를 계산해 보면 모두 같은 시각값을 갖게 된다.
진원이란 암석의 파괴가 일어난 지점으로 깊이의 개념이 포함되어 있다. 실제로 암석 의 파괴가 일어난 범위는 수십km 또는 수백km에 달하므로 지진파의 전부가 한점에 서 발생한 것이라고 할 수 없다. 지진은 일정한 넓이를 가진 영역에서 일어나는 것이 라고 생각할 수 있는 것으로 그 영역을 진원역이라고 한다. 진원은 진원역중에서 최 초에 지진파를 발생한 점, 즉 지진이 시작된 점으로 진원역의 중심에 해당하는 것은 아니다. 한편, 진앙은 진원의 바로 위 지표면의 지점이다. 진원지라고 하는 것은 진앙의 지명 이다. 진원은 진앙의 위도 경도와 진원깊이로 나타낸다. 이밖에 공간적 요소로서 진원 거리와 진앙거리가 있는데 이들은 각각 임의의 관측소에서 진원과 진앙까지의 거리를 말한다.
규모란 지진 자체의 크기로서 이 개념을 처음 도입한 미국의 지진학자 리히터(C. Richter, 1935)의 이름을 따서 리히터스케일(Richter scale)이라고도 한다. 규모는 지진 파의 진폭과 진앙거리를 이용하여 계산한다. 예를 들어 M5.0이라고 표현할 때 M은 Magnitude를 의미하고 수치는 소수 1자리까지 나타낸다. 흔히 매스콤에서 말하는 리 히터지진계라는 기계는 없는 것이다. 지진파 에너지 Es와 규모 M과의 관계는 다음과 같이 나타내는 것이 보통이다 (Gutenberg 와 Richter : 1956). log Es = 11.8 + 1.5M 여기서 M은 단위가 없으며 Es는 erg단위를 갖는다. 이식에 의하면 규모가 1 증가하 면 에너지는 30배로 커지게 된다. 예를 들어 히로시마 원폭(20kton)의 경우 8.4 x 10 ² erg의 에너지를 가져 M6.1의 지진에 상당한다.
지진의 크기를 대표하는 수치로는 절대적 개념의 '규모'와 상대적 개념의 '진도'라는 용어가 사용되고 있다.
지진발생시 진동에너지의 총량에 대응되는 것으로서 지진 자체의 크기를 대표한다. 규모는 지진계에 기록된 지진파형의 진폭과 진앙(발생지점)까지의 거리 등을 변수로 산출하며 소수 1자리까지 나타낸다.
어느장소에 나타난 진동의 세기를 나타내는 수치로서 사람의 느낌이나 구조물의 흔들 림 정도를 미리 정해놓은 설문에 기준하여 계급화하여 정수단위로 나타내는 척도이 다. 따라서 규모와 진도는 1대1 대응이 성립하지 않으며 하나의 지진에 대하여 여러 지역에서의 규모는 동일수치이나 진도 계급은 달라질 수 있다. 진도는 계급값을 쓰는대신 가속도단위(cm/sec²)로 나타내기도 하고, 중력가속도 1g=980cm/sec²를 사용하기도 한다. 또, cm/sec²는 gal로 표시하며 1g=980gal이라고 도 쓴다. 진도는 어떤 장소에 나타난 지진동의 세기를 사람의 느낌이나 주변의 물체 또는 구조 물의 흔들림 정도를 수치로 표현한 것으로 정해진 설문을 기준으로 계급화 한 척도이 다. 진도는 지진의 규모와 진앙거리 그리고 진원깊이에 따라 크게 좌우되며 뿐더러 그 지 역의 지질구조와 구조물의 형태 및 인구현황에 따라 달리 평가될 수 있다. 따라서 진도계급은 세계적으로 통일되어 있지 않으며 나라마다 실정에 맞는 척도를 채택하고 있다. 기상청은 일본 기상청계급(JMA Scale : 1949)을 사용한다 (참고사항 : 진도표 참조). JMA scale이 8계급을 갖는 반면, 미국에서 시작되어 여러나라가 사용하는 MM scale (Modified Mercalli scale : 1931, 1956)과 진도계급의 국제적 통일을 시도한 MSK scale(Medvedev, Spouheur, Karnik : 1963)은 12계급을 갖는다.
암석의 파괴가 일어난 진원역으로부터 탄성체인 지구의 내부 또는 표면을 따라 전파 되는 탄성파(elastic wave)를 지진파라 한다. 지진계에 기록되는 파형은 지진파가 통 과하면서 일으키는 매질의 변형에 의한 것이다.
지진파는 전파특성에 따라 다음과 같이 분류된다.
실체파는 P파와 S파로 분류된다. P파는 음파와 같은 소밀파로서 모든 매질에서 전파되지만, S파는 진행방향에 수직 인 횡운동에 의한 것이므로 액체 내부(지구의 외핵 또는 내핵)는 통과할 수 없다. P 파와 S파의 P,S는 지진파가 도달하는 순서와 특성을 뜻하는 "Primary 또는 Push"와 "Secondary 또는 Shake "의 머릿자에 해당한다.
표면파는 주로 얕은 지진이 발생하였을때 생기는 것으로 지구표면을 따라 전파한 다. Rayleigh파는 P파와 S파의 수직운동 성분인 SV파가 조합된 성질을 가지며, Love파는 S파의 수평운동 성분인 SH파로서 Rayleigh파보다 빠르게 전파되고, 매 질의 운동이 수평성분만을 가지므로 수직성분지진계에는 거의 기록되지 않는다. 표 면파는 수면에 전파되는 물결과 같은 것이다.
대지진은 강한 지진동과 현저한 지각운동에 의해 자연계 및 인간사회에 큰 영향을 미 친다. 지진동에 의한 건조물의 파괴는 거주자의 사상(사상)에 이어지기도 하고 부상 을 면했다해도 집을 잃거나 직장을 잃기도 한다. 기물의 뒤집혀짐과 낙하도 사상이 나 화재의 원인이 된다.
지진시에는 동시에 여러지점에서 화재가 발생하여 소방능력 이 떨어지므로 대화재로 발전하기 쉽다. 화재가 지진의 피해를 수배, 수십배로 증폭 시킨 예도 적지 않다. 특히 전력, 전화, 수도, 가스 등의 전선, 배관에 큰 피해를 주며 도로, 철도, 다리, 터널, 공항, 항만시설 등의 산업시설 파괴와 교통, 식료, 물자 공급의 지장으로 그 피해는 사회적 영향으로 까지 파급된다. 그 외 유해물질의 유출이나 소 문 등에 기인하는 혼란이나 그것에 동반하는 각종 사고 등도 생각할 수 있다.
지각변동은 지진의 원인인 단층의 움직임에 동반하는 것이다. 단층에 의한 지반의 교차가 수십km에 걸쳐 나타나기도 하고, 해안이 수m나 융기 침강을 일으키면 쉽게 목격되지만, 즉시는 알 수 없다해도, 지진 전후의 측량을 비교하면 수십cm, 때로는 수 m에 이르는 토지의 수평이동이나 융기가 출현되는 것도 있다.
홍수가 지진에 의해 초래되는 경우도 있다. 이것은 지각변동에 의한 해안, 호안의 침융, 지진동에 의한 강이나 댐의 제방파괴 등이 원인으로 지진직후에 일어나는 경우와 산붕괴가 강을 막 아 호수를 만들기도 하고, 나중에 돌이 부서져서 하류에 수해를 가져오는 경우도 있 다.
지진에 동반하는 자연현상으로는 이외에 땅울림(지진굉음), 발광현상, 지하수 온천의 변화 등 인간의 오감으로 알 수 있는 것과 지자기나 중력의 변화 등 측정결과로 발견 되는 것도 있다. 또한, 진원역 부근의 화산 상태가 측정결과로 발견되는 것도 있으 며, 진원역 부근의 화산의 상태가 변화하고 드물게 분화를 시작하는 것도 있다.
해저의 융기는 해수에 요란을 주어 쯔나미(지진해일)를 발생시켜 때로는 지진동에 의한 재해를 상회하는 대재해를 가져온다. 지진에 동반하는 지표의 현상으로서는 땅 갈라짐, 산 붕괴, 해안 붕괴, 땅 미끌어짐, 토석류(산사태) 등이 있다. 이것들은 강한 지진동에 의해 나타나지만 단층의 변위가 원인이 되는 것도 있다. 또한 지하수를 많 이 포함한 모래지반에서는 지반의 액상화가 일어나기도 하고 분수, 분사를 동반한다.
최근 우리나라의 대표적인 지진재해는 '78년 10월 7일 홍성지진(규모5.0), '83년 5월 26일 일본 아끼다 지진(규모 7.7)과 '93년 7월 12일 일본 홋까이도 지진(규모 7.8)에 의한 동해안의 지진해일로 인명과 재산상에 많은 피해가 발생하였다. 또한 최근 주 변국의 대지진으로는 '95년 1월 17일 일본 고베지진(규모 7.2), '96년 2월 3일 중국 운 남성지진(규모 7.0)으로서, 우리나라에는 재해를 일으키지 않았지만 발생국에서는 많 은 인명과 재산피해가 있었다.
우리나라의 지진은 연평균 17회 정도 발생되고 있으며, 사람이 느낄 수 있는 규모(規模) 3.0이상은 연평균 10회이고, 피해발생 우려가
있는 규모 5.0이상은 8-10년에 1회 정도로 발생된다.
규모 5.0이상으로 피해가 있었던 지진은 금세기 들어 총 4회가 발생되었으며,
최근 발생된 대표적 지진은 1978년의 홍성지진으로 건물 균열 등 피해가 있었다.
('36년 쌍계사 5.1, '78년 홍성 5.0,
'78년 속리산 5.2, '80년 삭주 5.0)
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규 모 |
한 국 |
일 본 |
전세계 |
|---|---|---|---|
|
3.0 이상 |
10.0회 / 년 |
1,200회 / 년 |
100,000회 / 년 |
우리나라의 지진활동은 지진발생의 원인이 되는 지각 운동에 큰 변동이 없는 한 다소의 차이 즉, 시간적 또는 지역적 집중성은 있겠으나 앞서의
통계적 추이가 지속될 것이다.
최근의 경향으로는, '78 - '82년 기간중 남한의 홍성지진과 북한의 삭주지진 등 규모 5정도의 지진은
4회나 있었으나, 그 후 '91년까지 점차 지진활동이 약화되는 추세를 보여왔음. 이러한 안정상태는 '92년부터 점차 활동적 상태로 전환되는
경향을 나타내고 있다.
한편, 지진의 발생빈도와 규모가 증가하지 않더라도 진동재해에 취약한 구조물이 증가하고 시설이 대형화, 다양화됨에
따라 지진위험도는 상대적으로 높아지는 점을 고려할 때, 과거에 발생하였던 정도의 지진과 지진해일(쯔나미)현상은 재현될 것이므로 피해발생 가능성은
자연히 증가하겠다.
결국, 현재의 과학기술로는 지진예측이 불가한 실정이므로 지진발생 후의 화재, 전원, 통신장애, 교통두절 및 구조물 손상
등의 후속피해 경감과 내진설계에 의한 장기적인 안전성 확보에 주력하여야 하겠다.
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규 모(M) |
2 - 3 |
3 - 4 |
4 - 5 |
5 - 6 |
총 계 | ||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
|
년 / 지역 |
남 |
북 |
계 |
남 |
북 |
계 |
남 |
북 |
계 |
남 |
북 |
계 |
남 |
북 |
계 |
|
1978 |
1 |
0 |
1 |
1 |
0 |
1 |
0 |
2 |
2 |
2 |
0 |
2 |
4 |
2 |
6 |
|
1979 |
3 |
2 |
5 |
10 |
6 |
16 |
1 |
0 |
1 |
0 |
0 |
0 |
14 |
8 |
22 |
|
1980 |
3 |
7 |
10 |
1 |
4 |
5 |
- |
- |
- |
0 |
1 |
1 |
4 |
12 |
16 |
|
1981 |
3 |
2 |
5 |
2 |
7 |
9 |
1 |
0 |
1 |
0 |
0 |
0 |
6 |
9 |
15 |
|
1982 |
2 |
0 |
2 |
6 |
2 |
8 |
2 |
0 |
2 |
0 |
1 |
1 |
10 |
3 |
13 |
|
1983 |
2 |
8 |
10 |
4 |
5 |
9 |
0 |
1 |
1 |
0 |
0 |
0 |
6 |
14 |
20 |
|
1984 |
8 |
4 |
12 |
4 |
3 |
7 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
12 |
7 |
19 |
|
1985 |
5 |
10 |
15 |
4 |
5 |
9 |
2 |
0 |
2 |
0 |
0 |
0 |
11 |
15 |
26 |
|
1986 |
1 |
2 |
3 |
11 |
1 |
12 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
12 |
3 |
15 |
|
1987 |
2 |
5 |
7 |
3 |
0 |
3 |
0 |
1 |
1 |
0 |
0 |
0 |
5 |
6 |
11 |
|
1988 |
2 |
0 |
2 |
0 |
4 |
4 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
2 |
4 |
6 |
|
1989 |
0 |
3 |
3 |
2 |
11 |
13 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
2 |
14 |
16 |
|
1990 |
6 |
6 |
12 |
1 |
2 |
3 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
7 |
8 |
15 |
|
1991 |
10 |
2 |
12 |
7 |
0 |
7 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
17 |
2 |
19 |
|
1992 |
8 |
0 |
8 |
1 |
3 |
4 |
3 |
0 |
3 |
0 |
0 |
0 |
12 |
3 |
15 |
|
1993 |
11 |
4 |
15 |
4 |
2 |
6 |
1 |
0 |
1 |
0 |
0 |
0 |
16 |
6 |
22 |
|
1994 |
12 |
2 |
14 |
4 |
3 |
7 |
4 |
0 |
4 |
0 |
0 |
0 |
20 |
5 |
25 |
|
1995 |
11 |
7 |
18 |
7 |
3 |
10 |
1 |
0 |
1 |
0 |
0 |
0 |
19 |
10 |
29 |
|
총 계 |
90 |
64 |
154 |
72 |
61 |
133 |
15 |
4 |
19 |
2 |
2 |
4 |
179 |
131 |
310 |
지하 어딘가에서 지진이 발생하면 그곳으로부터 모든 방향으로 지진파가 전파된다. 지진계는 이 지진파를 기록하는 장치로서 보통 암반 위에 설치하여 지진동을 잘 포착할 수 있도록 설치된다. 지진이 발생하면 지상의 모든 물체는 동시에 움직이는데, 만약 지표위 어느공간에 정지한 채 있는 부동점이 있다면 그것을 기준으로 하여 지진동을 기록할 수 있을 것이다. 이와같은 기록을 할 수 있는 것이 바로 진자(振子)이다. 지진계는 진자의 지면에 대한 상대적인 운동을 증폭기로 확대하여 기록하는 것이다.
진앙(震央)과 진원(震源)을 알아내는 방법은 3점이상 관측에 의한 방법과 한 지점의 관측에 의한 방법 등 여러가지 방법이 있으나, 이중
많이 사용하는 방법 2가지를 설명하고자 한다.
지진관측소에 기록된 지진의 P파와 S파의 도착시간과 주행시간을 측정함으로써 결정할 수
있다. P파는 보통 5-8km/s의 속도를 가지고 있으며 S파의 속도는 P파의 1.7배 정도이므로 진앙에서 먼 관측소일수록 P파와 S파와의
간격은 커지게 된다. P파와 S파의 시간차 1초는 대략 8km에 해당하므로 만약 S-P시간이 10초라면 진앙거리는 약 80km가 된다. 지진의
위치는 이 원리를 이용하여 구한다.
보통 3개 이상의 관측점에서 P파와 S파의 도착시각의 차이(S-P)를 측정하고, 각 관측점에서 그
차이시간을 반경으로 하는 원을 그린 다음 만나는 점을 찾으면 이곳이 곧 진앙이 된다. 그리고 3개의 현중에서 하나의 원을 택하여 반원을 그리고,
E에서 그 반원에 수직선을 그어 만난점을 H라 할때 EH는 진원 깊이가 된다.
또한 하나의 관측소에서 진앙을 찾는 방법으로는 두개의
수평성분(동서, 남북)과 하나의 수직성분(상하)의 지진기록지를 읽음으로써 구할 수 있다. 각 성분의 초동방향(상,하)과 길이를 측정하여 지진파가
들어온 방향을 계산하고 진앙거리는 P파와 S파의 시간차로 구할 수 있다.
진원시는 지진이 발생한 시각으로 지진계에 P파가 도착한 시각에서 P파가 전파되어 오면서 걸린 시간(주행시간)을 빼면 구할 수 있다. 즉,
진원시 = P파 도착시각 - P파 주행시간
인 관계를 이용하여 구한다. P파 주행시간은 깊이에 따른
주행시각표에 의해 구해 진다.
근거리 지진파 기록에서 규모(M)를 계산하는 데는 다음과 같은 坪井(Tsuboi)공식이 사용된다.
M = 1.73logA + logB - 0.83
M : 규모로써 단위가 없으며 소수 1위까지 계산한다.
A : 진앙거리 (단위 : km)
B : ( MN*MN + ME*MN*1000) / 배율
MN : 남북방향, ME : 동서방향
즉 지진동의 수평 최대진폭으로서 기록지의 수평 그성분 합성치를 그 주기에 해당하는 비로 나눈 값이다.
예를들어 진앙거리 180km인 지진파 기록에서 S파 최대진폭이 MN=6mm(남북방향), ME=8mm(동서방향)이며 그 주기가 0.25초일때
규모 M의 계산은 다음과 같다.
(단, 지진계 배율은 3-5Hz 의 진동에 대하여 15,000배임)
B = (6*6+8*8*1000)/15000 = 0.67
A = 180km
M = 1.73 log180
+ log 0.67 - 0.83 = 2.9
우리나라의 지진관측은 기상청의 전국적인 지진관측망을 근간으로하고 있으며, 한국자원연구소와 일부 대학에서 연구 목적으로 제한적인 관측을
수행하고 있다. 기상청의 계기 지진관측은 1905년 인천 등 전국 6소에서 시작되어 1945-1962년까지 공백기간이 있었으나, 1963년 3월
미국 지질조사소(USGS)가 전세계 지진관측망 구축사업의 하나로 서울에 국제표준지진계(WWSS : World-Wide Standard
Seismograph)를 설치함으로써 재개되었다.
그후 1977년 일본 Katsujima사의 지진계 2대를 도입하여 서울과 광주에 설치하여
2점 관측을 실시하였으며, 홍성지진의 사후대책으로 1980년 말에는 미국 Teledyne-Geotech사의 관측소용 지진계 3대와 이동식 지진계
2대를 도입, 설치함으로써 서울, 강릉, 추풍령, 광주, 부산, 서산의 6소 관측망을 구성하였다.
또한 1990년 말에는
미국Teledyne-Geotech사의 지진계를 추가 도입하여 기존 관측망을 보강함으로써 현재는 서울, 부산, 광주, 강릉, 서산, 대전, 춘천,
울진, 대구, 제주, 철원, 울릉도의 전국 12소 관측망으로 갖추고 있다. 이들 12소의 지진신호는 온라인으로 연결하여 서울에서
실시간(real-time)적으로 수집 분석하는 중앙집중식 관측망이며, 우리나라 내륙과 주변해역에서 발생하는 규모 2.5정도까지의 모든 지진을
관측할 수 있다.
한편 내진설계의 기초자료가 되는 지면가속도(진도) 측정을 위하여 1995년 말에는 미국 Kinemetrics사의 K2
지면가속도 측정기 1대를 도입하여 서울에 설치 운용중이고, 1996년에는 추가로 2대를 도입하여 부산, 광주에 설치하는 등 1999년까지 전국
30소에 지면가속도 측정기를 설치하여 자료 축적후 내진설계자료를 제공할 예정이다.
최근 세계 도처에서 대규모 지진이 발생하고 인접국인
일본,중국,러시아 등 지진 해로 인하여 대다수 국민과 언론 등에서 우리나라 지진에 대한 우려의 여론이 비등하고 구조물의 대형화, 다양화 됨에
따라 진동재해에 대한 노출도가 증가하게 되어 지진발생 자체가 증가하지 않더라도 위험도는 상대적으로 높아지게 되므로 진동원에 대한 원인규명과
내진설계 및 연구분야에서 자료 제공 요청이 증가할 전망이다.
따라서 기상청은 국가지진 전담부처로써 1996년 1월 18일 지진담당을
신설하고 지진업무 활성화를 위하여 2001년까지 중기계획의 일환으로 전국에 광대역 디지틀 지진계 5대 설치, 지면가속도측정기 30대 설치,
지진자동분석시스템 구축 등을 추진할 계획이다.
지진발생에 의해 해저가 융기하거나 침강하여 해수면의 변화가 생기면 큰 물결이 일어나 사방으로 퍼지게 되고, 이것은 해안에 이르러 평소와는
다른 높은 물결로 되는 현상을 지진해일이라 한다.
또한, 화산분화나 지진에 동반하는 해안의 암석붕괴에 의해서 해일이 일어나는 경우도 있다.
태풍이나 큰 바람에 의해 일어나는 바다나 호수의 큰 물결을 폭풍해일이라 하고, 지진에 의한 해일을 지진해일이라고 구별한다. 지진해일을 영어로는
"Seismic sea wave", 일본어로는 쯔나미(津波)라고 한다.
바다에서의 파도는 주기가 1초 이하의 것에서부터 24시간 이상의 것까지 여러종류의 파도군이 있으나 지진해일은 그중
수분에서 1∼2시간에 걸친 범위에 들어간다. 속도 V는 수심에 비례한다.
V = sqrt ( gh )
로 나타내며, 여기서 h는
수심, g는 중력가속도(9.8m/sec2)이다. 따라서, 수심이 2,000m라면 속도는 504㎞/h, 1,000m라면 356㎞/h이다.
일반적으로 지진해일은 일반적으로 규모 6.3이상의 지진에 수직 단층운동이라야 발생할 가능성이 있다.
지진해일도 지진과 같이 규모나 계급으로 표현하는 경우가 있다. 규모를 m, 파고(지진해일의 높이)를 H라 할 때 m = log_2 ( H ) 로 나타낸다. 계급별 파고와 피해정도는 다음과 같다.
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규모계급(m) |
파 고 (H) |
피 해 정 도 |
|---|---|---|
|
-1 |
50cm 이하 |
없음 매우 근소한 피해 해안 및 선박피해 약간의 내륙까지 피해,인적손실 400km이상의 해안선에 현저한 피해 500km이상의 해안선에 현저한 피해 |
해저에서 대규모 지진발생시는 지진해일(津波)이 나타난다. 우리나라는 일본열도 서쪽의 중북부근해에서 대규모 지진이 발생하면 지진해일로 인하여 동해안에 침수 피해가 발생된다. 최근 우리나라에서 지진해일로 인한 침수피해는 '83년 5월 일본의 아끼다지진 (규모 7.7)에 의한 지진해일로 동해안에서 인명피해 3명, 재산피해 약4억원(당시 금액)이 발생되었고, '93년 7월에도 일본의홋까이도 지진 (규모 7.8)으로 인한 지진해일로 동해안에서 4억원 정도의 재산피해가 있었다
지진해일로 인한 인적재해로는 익사와 중경상 등의 재해, 건물, 교량, 철도, 도로 등의 유실 및 파괴, 선박유실 및 파손, 건물침수 등을 들 수 있다. 실제로 지진해일이 발 생하면 전기 수도 가스 등의 도시기능의 마비로 생활고나 물가상승, 사회적 혼란 등 을 초래하게 된다.
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항구적인 대책 |
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해안에서 대피요령 |
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선박의 대피요령 |
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대지진의 발생을 미리 알 수 있다면 방재상의 효과는 크다. 다만 시각, 장소, 크기를 상당히 정확하게 예상하지 못하고 어딘가에서 대지진이 일어난다는 막연한 지진예보는 거의 도움이 되지 않는다. 수십년 혹은 수백년이라는 간격으로 대진이 반복해서 일어나고 있는 장소에서는 전회의 대지진으로부터 반복되는 평균간격에 가까운 년수가 경과한 때가 되면, 다음의 대지진은 그렇게 멀지 않다고 생각하여 경계할 수는 있지만, 그 이상 상세하게 발생시기를 예측하기는 어렵다.
지진의 전조로는 지진활동, 지각변동, 지자기현상, 지하수, 동물들의 이상행동 등을 들 수가 있어 각각 관련된 몇개의 관측 항목들이 있다. 대지진 전에 이들 항목의 어떤 것에 이상이 나타났다고 하는 예가 상당 수가 알려져 있어, 그것과 유사한 이상이 인정될 때에는 지진의 전조(前兆)가 아닌가 하고 생각해 본다.
그러나 어떤 항목에 이상이 나타났다 하더라도 그후에 지진이 일어난다고는 단정할 수 없고, 이상이 인정되지 않는데 대지진이 일어나는 경우도 많으므로 단일 항목에 매달리는 것만으로는 예보에 성공할 가능성이 적다. 다른 종목의 많은 항목에 대해서 많은 지점에서 감도 높은 관측을 계속하는 한편, 지진 전조현상의 발생 메카니즘, 각 지역의 지각구조, 물성(物性) 등의 연구를 계속하여 전조의 효과적인 관측방법, 전조와 전조가 아닌 이상(異常)의 식별법을 개발할 필요가 있다. 지진예보를 방재에 도움이 되게 하기 위해서는 그를 위한 체계를 정리해두지 않으면 안된다. 즉, 각지에 관한 각종 관측데이타를 집중 기록하고 상시 관측하는것이 중요하다.
지진예보의 적중사례는 '75년 2월 4일 중국 하이쳉(海城)에서 발생한 규모 7.2의 지진이 대표적인 것이다. 이 예보는 장기, 중기, 단기, 즉시 등 4단계로 나누어 치밀하게 전개되었으며, 중국정부는 10만명 정도의 인명을 구한 것을 자랑하고 있다. 그러나 그 다음해인 '76년 7월 27일 규모 7.6의 당산대지진은 예보를 하지 못하여 65만명의 사망자를 냈다. 또한 일본에서는 고베지진으로 5,500명의 목숨을 잃었지만, 지진예보를 위한 연구에 계속 엄청난 돈을 투자하고 있다. 그러나 지진예보는 아직까지 개발 초기단계에 머물러 있는 실정이다.