화산과 지진은 어디서 생길까

블록이 보여 주는 것

어떤 해안에는 화산이 줄지어 서 있고, 어떤 곳은 땅이 흔들리기만 하고 화산은 없습니다. 왜 그럴까요? 답의 대부분은 지구 겉껍질을 이루는 암석 조각인 판의 가장자리에 있습니다. 위의 모형은 그 껍질에서 블록 하나를 잘라 내고, 판 가장자리 세 종류를 차례로 바꿔 볼 수 있게 했습니다.

블록은 동서 440 km, 남북 180 km, 깊이 150 km입니다. 화면의 1이 어느 방향으로나 200 km인 실제 비율로 그렸기 때문에, 바다는 위에 깔린 얇은 물 막처럼 보이고 지각도 좁은 띠로 보입니다. 화산과 울타리 말뚝, 관측소, 변환 단층의 어긋남은 잘 보이도록 실제보다 크게 그렸습니다.

재생을 누르면 짧은 주기가 되풀이됩니다. 판이 움직이다가 빨간 표시가 있는 곳에서 지진이 나고, 지진파가 지표의 관측소 세 곳으로 퍼져 나갑니다. 왼쪽 위 표에는 규모와 에너지, 지진 후 지난 시간이 나오고, 오른쪽 아래에는 관측소마다 기록한 지진파가 그려집니다. 세 관측소에 모두 S파가 닿으면 지표에 색깔 원이 나타나 지진이 난 곳을 알려 줍니다.

해령에서 판이 벌어지는 까닭

경계 종류 슬라이더를 발산형에 두면 바다 밑 산맥인 해령이 나옵니다. 두 판이 서로 멀어지고, 그 틈을 메우려고 아래에서 뜨거운 맨틀이 올라옵니다. 올라오는 암석은 열보다 압력을 더 빨리 잃어서 일부가 녹습니다. 녹은 마그마는 해저 몇 km 아래에 얇게 고였다가 해령에서 용암으로 흘러나오고, 식으면 두께 7 km 안팎의 새 해양 지각이 됩니다.

갓 만들어진 판은 해령에서 뜨겁고 얇습니다. 해령에서 멀어질수록 식으면서 두꺼워지므로, 모형에서 초록빛 층이 양쪽 끝으로 갈수록 두꺼워집니다. 식은 암석은 밀도가 커져서 해저도 내려앉습니다. 모형은 해령의 기본 수심 2.5 km에 깊이 1 km인 축부 골짜기를 더했으므로 중심 수심은 3.5 km입니다. 블록 양 끝의 수심은 5 km입니다.

판이 벌어지는 속도는 느립니다. 미국 지질조사국(USGS)은 대서양 중앙 해령이 1년에 평균 2.5 cm, 100만 년에 25 km쯤 벌어진다고 설명합니다. 이스터섬 근처의 동태평양 해팽은 1년에 15 cm가 넘습니다. 해령의 지진은 얕습니다. 몇 km만 내려가도 암석이 너무 뜨거워서 부서지지 않고 휘어 버리기 때문입니다.

한 판이 다른 판 밑으로 들어가는 곳

슬라이더를 수렴형으로 옮기면 왼쪽의 해양판이 오른쪽 대륙과 만납니다. 오래된 해양판은 차갑고 무겁고, 대륙 지각은 두껍고 가볍습니다. 그래서 해양판이 해구에서 아래로 휘어 맨틀 속으로 가라앉는데, 이것을 섭입이라고 합니다. 모형에서는 판이 70 km에 걸쳐 부드럽게 휘어진 뒤 35° 기울기로 곧게 내려갑니다.

두 판은 매끄럽게 미끄러지지 않습니다. 가라앉는 판의 윗면이 위쪽 판에 걸려 있다가, 변형이 쌓이면 접촉면이 깨지면서 지진이 납니다. 지금까지 기록된 가장 큰 지진 가운데 여럿이 섭입대에서 일어났습니다. 더 깊은 곳에서도 가라앉는 판 안에서 지진이 계속 나기 때문에, 지진이 난 깊이를 점으로 찍으면 판의 모양이 그대로 드러납니다. 이렇게 비스듬히 이어진 지진대를 와다티-베니오프대라고 하며, 깊이 670 km 안팎까지 이어집니다. USGS는 진원 깊이 70 km까지를 천발 지진, 70~300 km를 중발 지진, 그보다 깊은 것을 심발 지진으로 나눕니다.

가라앉는 판이 화산을 만드는 과정

가라앉는 판이 뜨거워진다고 해서 그냥 녹는 것은 아닙니다. 중요한 것은 판이 들고 내려가는 물입니다. 바닷물이 해양 지각에 스며들어 광물과 반응하면, 사문석 같은 광물의 결정 속에 물이 갇힙니다. 판이 깊이 내려가면 이 광물들이 분해되면서 물이 빠져나옵니다. 그 물이 판 위쪽의 뜨거운 맨틀로 올라가면 암석이 녹기 시작하는 온도가 내려갑니다. 이렇게 물이 더해져서 암석이 녹는 것을 융제 용융(flux melting)이라고 합니다.

마그마는 둘레의 암석보다 가벼워서 맨틀과 지각을 뚫고 올라가고, 마그마 방에 고였다가 지표로 분출합니다. 화산들은 해구와 나란한 줄을 이루는데, 이를 화산호라고 합니다. 교과서에서는 화산호가 가라앉는 판이 약 120 km 깊이에 닿는 곳 위에 생긴다고 설명하지만, 세계의 화산호를 조사한 연구에서는 깊이가 화산호마다 달라 약 65 km에서 130 km까지였습니다. 모형은 120 km를 썼습니다. 35°로 내려가는 판은 해구에서 약 170 km 떨어진 곳에서 그 깊이에 닿고, 반으로 자른 화산이 바로 그 위에 있습니다. 안데스산맥과 미국 북서부의 캐스케이드산맥이 이렇게 생겼습니다.

변환 단층이 걸렸다가 미끄러지는 까닭

세 번째는 변환형입니다. 두 판이 수직 단층을 사이에 두고 옆으로 엇갈려 지나갑니다. 지각이 새로 생기지도 사라지지도 않으므로 화산은 없지만 지진은 많습니다. 미국 캘리포니아의 샌앤드레이어스 단층이 대표적인 예입니다. USGS는 이 단층의 길이를 약 1,300 km로, 태평양판이 북아메리카판 옆을 1년에 평균 5 cm쯤 갈며 지나간다고 설명합니다.

단층에서 먼 곳의 판은 쉬지 않고 움직입니다. 그런데 단층 가까이에서는 마찰이 양쪽을 붙잡고 있습니다. 그래서 그 사이의 암석이 모형의 울타리처럼 휘어집니다. 주기가 돌아가는 동안 울타리가 점점 굽는 모습을 볼 수 있습니다. 쌓인 변형이 마찰이 버틸 수 있는 힘보다 커지면 단층이 한꺼번에 미끄러지고, 휘었던 암석이 튕기듯 제자리로 돌아갑니다. 울타리는 단층을 사이에 두고 어긋난 곧은 두 토막이 됩니다. 이렇게 튕겨 나갈 때 풀려나는 에너지가 지진입니다.

이 생각을 탄성 반발설이라고 합니다. 해리 필딩 리드(Harry Fielding Reid)가 1906년 샌프란시스코 지진 뒤, 지진 전 50년 동안 샌앤드레이어스 단층을 따라 땅이 얼마나 움직였는지 조사하고 내놓은 설명입니다. 그 뒤의 GPS 측정도 대체로 이 설명을 뒷받침합니다. 모형의 어긋남은 수천 배 이상 과장했습니다. 큰 지진에서 단층이 움직이는 거리는 몇 m여서, 이 비율로는 화면의 점 하나보다도 작습니다.

P파와 S파

단층이 깨지면 두 종류의 지진파가 암석 속으로 퍼집니다. P파는 나아가는 방향으로 암석을 눌렀다 늘였다 하며 전해집니다. 줄 선 사람들을 뒤에서 밀 때 앞으로 전해지는 움직임과 비슷합니다. S파는 암석을 옆으로 흔들며 나아갑니다. P파가 더 빨라서 언제나 먼저 도착하고, 그래서 첫째(primary)와 둘째(secondary)를 뜻하는 P와 S라는 이름이 붙었습니다.

모형은 두 파의 속도를 어디서나 같게 두었습니다. P파는 초속 6.0 km, S파는 초속 3.5 km로, 위쪽 지각에서 흔히 쓰는 값입니다. 속 보기를 켜면 두 파면이 땅속에서 구처럼 커지는 모습이 보입니다. 지표의 색깔 고리는 각 구가 땅 위에 닿은 곳입니다.

S-P시로 거리 구하기

관측소는 두 파가 언제 도착했는지는 알지만 지진이 언제 났는지는 모릅니다. 그래도 지진까지의 거리는 구할 수 있습니다. 두 파가 도착하는 시간 차가 거리에 따라 커지기 때문입니다. 진원까지의 거리를 d라고 하면 다음과 같습니다.

• P파 도착: t_P = d / v_P 입니다.
• S파 도착: t_S = d / v_S 입니다.
• S-P시: t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P) 입니다.

마지막 식을 d에 대해 풀면 d = (S-P시) × v_P·v_S / (v_P - v_S)가 됩니다. 이 모형의 속도를 넣으면 6.0 × 3.5 / (6.0 - 3.5) = 21 / 2.5 = 8.4 km/s입니다. S-P시 1초가 거리 8.4 km에 해당한다는 뜻입니다. 교과서와 현장에서는 이 값을 8 km/s로 어림합니다. 이 모형의 관측소도 일부러 8을 써서, 어림값이 얼마나 차이를 만드는지 볼 수 있게 했습니다. 거리가 5% 짧게 나옵니다.

이 계수는 암석에 따라 달라집니다. 흔히 가정하듯 S파 속도가 P파의 1/√3이고 P파가 초속 6.0 km라면 계수는 8.2 km/s입니다. 실제 지진 관측에서는 속도 하나 대신 층이 진 지구 모형으로 만든 주시표를 씁니다. 지진파는 깊이 내려갈수록 빨라지고, 어떤 파는 맨틀을 거쳐 더 빠른 길로 오기 때문입니다.

이렇게 구한 거리는 땅속에서 단층이 처음 깨진 곳인 진원까지의 거리입니다. 진원이 얕으면 그 바로 위 지표인 진앙까지의 거리와 거의 같습니다.

원 세 개로 진앙 찾기

관측소 한 곳은 거리는 알려 주지만 방향은 알려 주지 못합니다. 지진은 그 관측소를 둘러싼 원 위 어디에서든 났을 수 있습니다. 관측소가 두 곳이면 후보가 두 점으로 줄고, 세 곳이면 하나로 정해집니다.

모형은 종이에 그릴 때와 같은 방법으로 원을 그립니다. 반지름은 진원까지의 거리입니다. 진원이 땅속에 있으므로 원들은 한 점에서 만나지 않고 서로 겹칩니다. 이때 두 원이 만나는 두 점을 잇는 직선, 공통현을 그립니다. 세 쌍의 공통현은 한 점에서 만나고, 그 점이 진앙입니다. 거리가 정확하다면 이 방법은 딱 맞습니다. 각 반지름의 제곱에서 수평 거리의 제곱을 빼면 모두 같은 깊이²가 남기 때문입니다. 반지름 자체가 일정한 길이만큼 더 큰 것은 아닙니다. 진앙을 알면 깊이는 피타고라스 정리로 구합니다. 관측소에서 진앙까지의 거리를 r이라고 하면 깊이² = d² - r²입니다.

8 km/s로 어림하면 원이 조금 작게 그려지므로, 검은 X는 빨간 고리에서 몇 km 벗어나고 깊이는 아예 구해지지 않을 때도 있습니다. 진원을 옮기면 왼쪽 위 표에서 진앙 오차와 추정 깊이가 함께 바뀝니다.

규모와 진도는 다른 숫자입니다

규모 슬라이더는 지진 하나에 하나뿐인 숫자를 바꿉니다. 규모는 단층이 깨질 때 풀려난 에너지를 나타내므로 어디서 재든 같습니다. 눈금은 로그 눈금이어서, 규모가 1 커지면 에너지는 약 31.6배, 2 커지면 1,000배가 됩니다. 구텐베르크와 리히터는 지진파 에너지를 log₁₀ E ≈ 4.8 + 1.5 M(E는 줄)으로 어림했습니다. 규모 5.8을 넣으면 10^13.5, 약 3.2 × 10¹³ J입니다.

진도는 다릅니다. 한 장소에서 땅이 얼마나 세게 흔들렸는지를 사람이 느낀 정도와 피해로 나타냅니다. 같은 지진이라도 진앙 가까이에서는 진도가 높고 멀리서는 낮으며, 무른 땅은 바로 옆의 단단한 암반보다 더 크게 흔들리기도 합니다. 우리나라 기상청은 진도를 로마 숫자 Ⅰ부터 Ⅻ까지의 수정 메르칼리 진도 계급으로 발표합니다. 모형에서는 지진 기록으로 이 차이를 볼 수 있습니다. 지진에 가장 가까운 관측소의 기록이 가장 크게 흔들립니다. 다만 이 흔들림은 거리에 따라 줄고 규모에 따라 커지게만 만든 상대적인 크기이고, 실제 진도를 계산한 값은 아닙니다.

2016년 경주 지진과 2017년 포항 지진

우리나라는 판 경계에서 멀리 떨어진 유라시아판 안쪽에 있지만, 둘레 판들에서 오는 힘은 이곳의 단층에도 전해집니다. 기상청에 따르면 2016년 9월 12일 경주 지진은 20시 32분 54초에 경북 경주시 남남서쪽 8.7 km 지역, 진원 깊이 15 km 안팎에서 일어났습니다. 규모는 5.8로, 1978년 기상청이 지진 통보 업무를 시작한 뒤 가장 큰 지진이었습니다. 같은 날 19시 44분 32초에는 규모 5.1의 전진이 있었고, 최대 진도는 Ⅵ이었습니다. 기상청은 경주 일대 양산단층대에 있는 단층이 수평으로 움직인 것을 원인으로 추정합니다. 이 모형의 변환형 경계와 같은 옆으로 미끄러지는 움직임입니다.

2017년 11월 15일 포항 지진은 14시 29분 31초에 경북 포항시 북구 북쪽 8 km 지역, 진원 깊이 약 7 km에서 일어났습니다. 규모는 5.4로 1978년 이후 두 번째로 컸고, 최대 진도는 마찬가지로 Ⅵ이었습니다. 두 지진의 규모 차이는 0.4이므로 에너지는 경주 지진이 10^(1.5 × 0.4) ≈ 4배 큽니다. 그런데도 최대 진도는 같았습니다. 진도는 풀려난 에너지만이 아니라 진원 깊이와 거리, 땅의 성질에도 좌우되기 때문입니다.

직접 확인할 수 있는 숫자

변환형 경계에서 진앙을 중심에서 서쪽 20 km, 진원 깊이를 12 km로 두어 보겠습니다. 관측소 B는 동쪽 20 km, 북쪽 70 km에 있으므로 진원까지의 거리는 √(40² + 70² + 12²) = 81.5 km입니다.

8.4 km/s로 구한 거리로 원을 그리면 공통현이 실제 진앙에서 정확히 만나고, 깊이도 12 km로 나옵니다. 8 km/s로 구한 거리를 쓰면 공통현은 실제 진앙에서 8.5 km 떨어진 곳에서 만나고, 원이 너무 작아서 깊이는 구해지지 않습니다.

몇 가지 더 확인해 볼 수 있습니다. 100 km 떨어진 관측소에는 P파가 16.7초, S파가 28.6초 뒤에 도착하므로 S-P시는 11.9초이고, 8을 곱하면 95 km입니다. 규모 1 차이의 에너지 비는 10^1.5 = 31.6이고, 규모가 0.2 커져도 에너지는 거의 두 배(10^0.3 = 2.0)가 됩니다.

모형에서 단순하게 한 것

• 지진파 속도를 어디서나 같게 두었습니다. 실제 지진파는 깊을수록 빨라지고 휘어지므로, 실제 위치 결정에는 주시표를 씁니다.
• 원은 평면에 그렸고 관측소는 해수면 높이에 두었습니다. 실제로는 수십 곳 관측소의 도착 시간을 한꺼번에 맞추는 프로그램으로 위치를 구합니다.
• 세 경계를 따로따로 보여 줍니다. 실제 지구에서는 변환 단층이 해령 조각들을 잇는 경우가 많고, 판들은 여러 각도로 만납니다.
• 화산과 울타리, 단층의 어긋남은 실제보다 크게 그렸습니다. 나머지는 모두 실제 비율입니다.
• 마그마가 올라오는 길은 앞 단면 위의 선으로 그렸습니다. 실제 마그마는 수천 년에 걸쳐 틈과 구멍 많은 암석 사이로 움직입니다.

단층 면적에서 모멘트 규모까지

규모 조작은 화면에 그린 단층의 크기를 바꾸지는 않습니다. 규모를 실제 단층 운동과 연결할 때는 지진 모멘트 M₀ = μ A D를 씁니다. μ는 암석의 전단 탄성률로 단위는 Pa이고, A는 미끄러진 단층 면적으로 단위는 m²입니다. D는 평균 미끄러짐으로 단위는 m입니다. 결과의 단위는 N m입니다. 줄과 차원은 같지만 지진파로 방출된 에너지 자체는 아닙니다. 단층 운동에 쓰인 일의 상당 부분은 마찰열과 암석을 깨뜨리는 데 들어갑니다.

가정한 예로 μ = 300억 Pa, 길이 10 km, 폭 8 km인 단층 면적과 평균 미끄러짐 0.5 m를 사용합니다. 면적을 먼저 바꾸면 10,000 × 8,000 = 80,000,000 m²입니다. 따라서 M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0.5 = 1.2 × 10¹⁸ N m입니다. USGS의 모멘트 규모 식은 N m 단위에서 Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9.1]입니다. 대입하면 Mw ≈ (2/3)(18.079 − 9.1) ≈ 5.99로 약 6.0입니다. 모멘트를 dyne cm로 표시하면 상수는 16.1이므로, 단위를 빼고 식만 옮기면 전혀 다른 답이 나옵니다.

미끄러짐만 두 배로 늘리면 모멘트는 두 배가 되지만 Mw는 (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0.20 커집니다. 길이와 폭을 모두 두 배로 늘리면 면적은 4배, 규모 증가는 약 0.40입니다. 이 예에서 길이와 폭, 미끄러짐을 각각 2배로 늘리면 모멘트는 8배이고 규모는 약 0.60 커집니다. 규모가 1 커지려면 모멘트는 10^1.5 ≈ 31.6배가 되어야 합니다. 화면이 사용하는 근사 지진파 에너지 식에도 같은 비율이 나오지만, 모멘트와 에너지가 같은 측정량이라는 뜻은 아닙니다.

앞에서 인용한 경주와 포항의 규모는 기상청 목록의 값입니다. 이를 설명 없이 Mw로 바꾸어 부르면 안 됩니다. 규모를 구하는 방법마다 신호의 다른 부분을 측정합니다. 규모는 관측자의 위치가 아니라 지진원을 나타내려는 값이지만, 기관별 추정치가 다르거나 추가 자료에 따라 수정될 수 있습니다. 진폭 10배라는 규칙도 모든 건물이 10배 흔들린다는 보장은 아닙니다. 계기의 응답과 파의 주기, 현장의 지반을 함께 고려해야 합니다.

화산 폭발 지수가 재는 것

화산 분화의 크기를 지진 규모로 나타내지는 않습니다. 크리스 뉴홀과 스티브 셀프가 1982년에 제안한 화산 폭발 지수(VEI)는 분출된 암석 조각의 부피와 분연주 관측 등을 함께 사용해 폭발적 분화를 비교합니다. 테프라라고 부르는 이 조각에는 화산재와 더 큰 암편이 포함됩니다. 부피는 느슨하게 쌓인 분출물의 값이며, 땅속의 마그마 방 부피와 그대로 같지는 않습니다.

부피 범주의 하한으로 VEI 4는 0.1 km³, VEI 5는 1 km³, VEI 6은 10 km³를 기억할 수 있습니다. 1 km³는 10억 m³입니다. 이를 1,000 km²에 고르게 펼치면 두께 1 m가 됩니다. 이것은 산술 예이지 화산재 예측 지도가 아닙니다. 바람이 입자를 가르고 멀수록 퇴적층이 얇아지며, 골짜기에도 균일하게 쌓이지 않습니다. VEI 2 이상에서는 부피 범주가 대체로 한 단계마다 10배씩 커집니다. 지진 규모 한 단계의 에너지 약 32배와는 다르며, 가장 낮은 범주들의 간격도 다릅니다.

USGS는 1980년 세인트헬렌스 분화를 VEI 5, 1991년 피나투보 분화를 VEI 6의 예로 듭니다. 정수 하나가 정확한 부피 측정값을 뜻하지는 않습니다. 지속 시간도 중요합니다. 파리쿠틴은 9년에 걸쳐 약 1.3 km³의 화산재와 암편을 내보냈지만, 한 번의 격렬한 폭발이 아니라 오래 이어진 활동이어서 VEI 4로 분류됩니다. 분연주 높이만으로도 정할 수 없습니다. 수분 함량과 대기 조건이 상승 높이에 영향을 주기 때문입니다.

VEI는 특정 장소의 위험 점수가 아닙니다. VEI가 낮은 용암류도 길목의 마을을 파괴할 수 있습니다. 큰 폭발에서는 화산재가 멀리 퍼지고, 뜨거운 가스와 암편의 혼합물은 가까운 사면을 위협합니다. 이 전시의 반쪽 화산은 판이 내놓은 물에서 마그마로 이어지는 경로를 설명합니다. VEI 조작이나 화산재 확산 계산, 대피 지도는 없으며, 원뿔 크기로 다음 분화를 예측할 수도 없습니다.

도호쿠와 피나투보의 서로 다른 규모

2011년 3월 11일 도호쿠 지진은 일본 동북부 앞바다의 섭입 경계에서 일어났습니다. 일본 기상청(JMA)의 사건 요약은 규모 9.0, 깊이 24 km, 역단층 운동으로 기록합니다. 최대 JMA 진도는 7입니다. 이 7은 일본 진도 계급의 값이지, 앞의 한국 지진 설명에 사용한 12단계 수정 메르칼리 계급의 값이 아닙니다. 서로 다른 진도 계급의 숫자만 맞춰 비교하면 안 됩니다.

수렴형 화면은 판의 접촉면이 물린 동안 둘레 암석이 변형되고, 큰 파열로 미끄러지는 구조를 이해하는 데 도움이 됩니다. 그러나 빨간 점은 파열이 시작한 곳일 뿐입니다. 실제 거대 지진은 단층면을 따라 퍼지며 모든 에너지가 한 점에서 순간적으로 나오지 않습니다. 해저 변위는 지진해일을 만들 수도 있습니다. 지진해일은 물의 파동이며 초록색 S파 구와 다릅니다. 이 전시에는 지진해일 계산이 없으므로, 파면이 블록의 관측소에 도착하는 시각을 해안의 지진해일 도착 시각으로 읽으면 안 됩니다.

피나투보는 한 지역의 사건이 멀리 영향을 주는 다른 경로를 보여 줍니다. 필리핀에서 1991년 6월 15일 절정 분화가 일어났습니다. USGS는 성층권에 들어간 이산화황을 약 2,000만 톤, 일시적인 지구 평균 기온 하강을 약 0.5°C로 설명합니다. 가스가 황산염 에어로졸 방울로 바뀌어 햇빛을 산란시키므로, 오래가는 기후 영향은 단지 화산재가 하늘을 어둡게 하는 현상과 다릅니다. Parker 등의 연구에서는 1992년 중반 몇 달 동안 지표 기온이 최대 0.5°C 낮아졌고, 1994년에는 영향이 덜 뚜렷했습니다. 영구적인 냉각이 아니라 일시적인 변화였다는 시간 범위가 중요합니다.

두 사건은 측정값과 결과를 구분하게 합니다. 도호쿠의 규모는 지진원을 나타내지만 지진해일은 해저 움직임과 수심에 달려 있습니다. 피나투보의 VEI는 폭발적 분화를 나타내지만 냉각은 성층권에 도달한 황의 양에 크게 좌우됩니다. 규모나 VEI 하나만으로 인명 피해와 건물 손상, 기후 반응을 정할 수는 없습니다. 모형 조작은 원리를 떼어 보여 주지만, 실제 사건에는 지형과 지역사회의 취약성이 함께 작용합니다.

경보가 흔들림보다 먼저 오는 원리

지진 조기경보는 이미 시작한 파열을 감지합니다. 앞으로 지진이 날 날짜를 예측하는 기술이 아닙니다. 기상청은 빠른 P파를 이용해 더 큰 피해를 주는 흔들림 전에 알리는 원리를 설명합니다. USGS의 ShakeAlert도 관측망 자료를 합쳐 지진원과 예상 흔들림을 추정하고 경보 전달 기관에 정보를 보냅니다. 통신 신호는 지진파보다 훨씬 빠르지만, 자료를 모으고 메시지를 전달하는 시간은 필요합니다.

모형 속도로 가정한 시간표를 계산합니다. 진원에서 20 km 떨어진 관측소에는 P파가 20/6 ≈ 3.3초 뒤 도착합니다. 처리와 전송에 4초가 더 걸린다고 가정하면 사용자에게 경보가 닿는 시각은 지진 발생 약 7.3초 뒤입니다. 진원에서 100 km 떨어진 사용자는 100/3.5 ≈ 28.6초 뒤 S파를 받으므로 약 21.3초의 여유가 있습니다. 가정한 4초는 기상청이나 ShakeAlert, 휴대전화망의 성능 보장이 아닙니다.

같은 진원에서 15 km밖에 떨어지지 않은 사용자에게는 S파가 약 4.3초 뒤 도착해 예시 경보보다 빠릅니다. 정상 작동하는 경보도 파열 가까이에서는 미리 알릴 시간을 주지 못할 수 있습니다. 큰 지진은 파열이 자라는 데도 시간이 걸리므로 초기 규모가 최종 규모와 다를 수 있습니다. JMA는 도호쿠 지진에서 가장 가까운 관측소가 첫 P파를 감지한 뒤 8.6초 만에 경보를 발령했다고 기록합니다. 이는 감지부터 발령까지의 시간이지 모든 주민에게 8.6초의 여유가 있었다는 뜻이 아닙니다.

이 전시의 거리 원은 S-P시로 위치를 구하는 과정을 보여 주기 때문에 S파 도착을 기다립니다. 실제 경보는 피해를 줄 파가 모든 위험 지역에 도착할 때까지 기다린 다음 판단할 수 없습니다. 교실의 원 작도와 실제의 빠른 경보는 관련은 있지만 서로 다른 문제를 풉니다. 실제 경보를 받으면 현재의 지역 재난 행동 요령을 따라야 하며, 이 화면은 긴급 정보 서비스가 아닙니다.

화면에서 해 보기

거리 실험에서는 경계 종류를 변환형, 진앙 동서 위치를 −20 km, 진원 깊이를 12 km로 두고 거리 원을 켭니다. 재생 후 S파가 관측소에 닿으면 관측소 B를 앞의 계산과 비교할 수 있습니다. S-P시는 약 9.7초이고, 8을 곱하면 77.6 km, 8.4를 곱하면 직선 거리 약 81.5 km입니다. 검은 X는 어림 계수로 구한 위치이지 두 번째 지진이 아닙니다. 화면에는 정확한 8.4 계산으로 바꾸는 스위치가 없으므로, 정확한 값과의 비교는 이 페이지에서 계산합니다.

에너지 실험에서는 진앙과 깊이를 고정하고 규모를 5에서 6으로 올립니다. 에너지 표시는 약 2.0 × 10¹² J에서 6.3 × 10¹³ J로 바뀌어 약 31.6배가 됩니다. 코드에서 파의 속도는 규모와 무관하므로 P파와 S파의 도착 시각은 바뀌지 않습니다. 지진 기록이 그리기 한계에 닿았다면 보이는 높이로 에너지 비를 역산할 수 없습니다. 이 기록은 원리를 나타내는 그림이지 보정한 가속도계 기록이 아닙니다.

깊이 실험에서는 수평 위치를 고정한 채 진원 깊이를 늘립니다. 속 보기를 켜면 지표 아래에서 퍼지는 구를 볼 수 있습니다. 관측소에서 진원까지 멀어지므로 두 파가 모두 늦게 오고 S-P시도 커집니다. 깊이만 바꿔도 진앙 자체가 동서로 움직이지는 않지만, 어림 계수로 계산한 추정 위치는 움직일 수 있습니다. 추정 깊이가 나오지 않는 것은 근사 거리로 계산한 깊이의 제곱이 음수가 되었기 때문이지, 실제 지진이 땅 위에서 났다는 뜻이 아닙니다.

마지막으로 경계 종류를 변환형에서 수렴형으로 바꿉니다. 이 조작은 진원도 선택한 경계의 전형적인 위치로 옮기므로, 좌표를 고정한 비교가 아닙니다. 도착 시각을 비교하기 전에 바뀐 깊이를 확인해야 합니다. 이 과제들은 의도한 모형 가정과 측정 오차를 구분하며, 실제로 보이는 조작과 모형이 계산하지 않는 기능을 혼동하지 않도록 합니다.