地震波

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地震波


P波
Pswaves.jpg
S波


ラブ波
レイリー波

地震波(じしんは、: seismic wave[1]earthquake wave[1])は、地震により発生する

地震波の種類[編集]

実体波[編集]

「表面波」に対して、媒体内部で粗密やたわみなどの変位が伝播していくものを実体波(body wave)という。

P波 (P-wave)[編集]

Primary wave(第一波)またはPressure wave(圧力波)の略。(頭文字がPではないが)Compressional wave(疎密波)ともいう。進行方向に平行に振動する弾性波固体液体気体を伝わる。速度は岩盤中で5 - 7キロメートル/秒、地震発生時最初に到達する地震波で、初期微動を起こす。海上の船舶においては、観測される海震はこれによる。

S波 (S-wave)[編集]

Secondary wave(第二波)またはShear wave(ねじれ波、たわみ波もしくは剪断波)の略。進行方向と直角に振動する弾性波。固体を伝わる。速度は岩盤中で3 - 4キロメートル/秒、P波に続いて到達し、主要動と呼ばれる大きな揺れを起こす。

断層破壊ではS波の振幅が大きくなる傾向にあるが、等方爆発では理論上S波は発生しない。

なお、P波・S波を「縦波」・「横波」と呼ぶことがあるが、あくまでも進行方向に対しての縦横であり、P波で家が上下に揺れる、あるいはS波で家が左右に揺れるとは限らない(この場合は、「縦揺れ」・「横揺れ」)。ただし地震計での記録などを見ると、震源が浅い地震における震央のごく近傍などを除き、屈折により波の進行方向が地表面に対し垂直になるため、P波は上下成分が、S波は水平成分が卓越する傾向にある。

T波 (T-wave)[編集]

S波、P波に続く第三番目(Tertiary)の波という意味で名付けられた、海水中のSOFARチャネルと呼ばれる低速度層の中を伝わる為、海中地震計や海岸線に近い観測点で観測されることが多い。速度は、1.5キロメートル/秒、水中での音波の伝播速度と同等[2]。比較的浅い海底付近の地震だけでなく深さ600km程度の深発地震でも発生することがある。

  • 観測例:2008年7月24日に発生した岩手県沿岸北部の地震(M 6.8)の約50 分後,継続時間が長く特定の位相をもたない地震動が東北地方において広域的に観測されたが、この震動はT波が東に2000-2500km離れた北太平洋の天皇海山列で反射したものであった[3]

後続波[編集]

P波およびS波は、地球内部の各不連続面や海底、地表で反射や屈折するものがある。これらは後続波と総称される。代表的な後続波としては以下のものが挙げられる。

  • 上方へ伝播したP波が一度地表で反射したpP波
  • 下方へ伝播したP波が一度地表で反射したPP波
  • P波が外内を伝播したPKP波
  • P波が外核内を伝播し、一度外核-マントル境界で反射したPKKP波
  • 下方へ伝播したS波が一度地表で反射したSS波

命名には以下の規則がある。

  • p, s: 震源から上方へ伝播するP波およびS波(ただし地表で反射した場合のみ。直達波はPおよびSとする)
  • P, S: 同下方へ伝播するP波およびS波
  • K: 外核内を伝播するP波
  • I: 内核内を伝播するP波
  • c: マントル-外核境界での反射(外核を伝播しない場合)
  • i: 外核-内核境界での反射(内核を伝播しない場合)
  • P'P', S'S': 震源から遠い位置(角距離120度以上)の地表で反射して、より震源に近い位置に戻ってくるP波およびS波

より局地的には、地殻内の構造による反射波、屈折波が観測される。また、地殻内での不均質性に起因する散乱波はコーダ波と呼ばれる。

表面波[編集]

地球の表面を伝わる表面波。P波・S波が、岩盤中を伝わるため実体波と呼ばれるのに対して、固体と気体(または液体)の境界のみを伝わるため、境界波とも呼ばれる。周期が長く、振動幅も大きい。また、P波・S波と比べて減衰しにくい。伝播機構により、レイリー波・ラブ波の区別がある。伝わる速度は、S波と同程度かやや遅い。

ラブ波[編集]

ラブ波(Love wave)は、水平の剪断力を地面に与える表面波である。1911年イギリス数学者物理学者オーガストゥス・ラヴ(Augustus Edward Hough Love)によって理論的に証明された。地表に対して平行に、進行方向に対して垂直に振動する。一般に、レイリー波に比してやや早く進む。

レイリー波[編集]

レイリー波(Rayleigh wave)は、水面に立つさざ波に似た動きをする表面波である。1885年に第3代レイリー男爵ジョン・ウィリアム・ストラット(John William Strutt, 3rd Baron Rayleigh)によって存在が理論的に証明された。

上下動と水平動からなり、地表が上下方向に楕円を描くように振動する。実体波に比して進みが遅く、例えば駐車場では車両が上下に震動することから、観測は容易である。

自由振動[編集]

M8を超えるような巨大地震では、地球全体の振動が観測される。これらは地球の自由振動と呼ばれる。膨張・収縮を繰り返すものと、ねじれ振動を行うものに大別され、それぞれ空間的な周期によって各モードに細分される。最も顕著なモードは地球全体が膨張と伸縮を繰り返すもの(0S0)で、周期は千秒を超える。長らく理論のみで実観測例がなかったが、チリ地震で観測に成功した。近年ではM<7の地震でも観測されることがある。

  • S: 膨張と収縮を繰り返す。0S0は地球全体が伸縮する。0S2は両極で同じ伸縮、赤道でそれとは逆の伸縮を繰り返す。0S4は両極と赤道で同じ伸縮、中緯度で逆の伸縮を繰り返す。1S0は地表全体が伸縮するが、地球内部でまた別の伸縮をする。など(ここでは解説のために極、赤道などと述べたが、実際は緯度に規定されるわけではない。地球上での位置関係に注目されたい。Tの解説でも同じ)。
  • T: ねじれの振動を繰り返す。0T2は北半球と南半球で逆方向に回転する。0T3は南北の中高緯度帯で同じ向き、低緯度帯で逆向きに回転する。1T2は地表では北と南で逆方向に回転するが、地球内部では地表とは逆の回転をする。など。

脚注[編集]

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  1. ^ a b 文部省編 『学術用語集 地震学編』 日本学術振興会1974年
  2. ^ 日本地震学会広報誌「なゐふる」Vol.75 (PDF) 日本地震学会
  3. ^ 小菅正裕、橋本一勲:高密度地震観測網で明らかになった T 波エネルギーの局在化とその原因研究集会 「リソスフェアの短波長不均質性のイメージングとモニタリングに関する研究の高度化 (PDF)

参考文献[編集]

関連項目[編集]

外部リンク[編集]