This page is written with character code "Shift_JIS".

このページは現在、日本語文字コードを「Shift_JIS」にしています。 「UTF-8」にすると、わたしの利用環境 (Windows 10 上 の Firefox 93.0) で文字化けしたので、 臨時に変更したものです。問題が解決したら UTF-8 にします。

地学概論

地球の内部構造、地震、地震波の伝搬

地球内部、固体地球

地球の、地面・海底よりも内側の大部分は固体である。 その全体を「地球内部」あるいは「固体地球」ということが多い。 古い用語の「岩石圏」も、その意味に使うこともあるが、 それよりも限定された対象をさすこともあるので、まぎらわしい。

地球内部には、実際には固体ではない部分もある。 下の記述には、まだ説明していない用語がまざっている(別の回に説明する予定のものもある)。 いまは読みとばして、それぞれの用語を知ってから読んでほしい。 次の4つは場所も規模もそれぞれちがう話なので、話をまぜないようにしてほしい。

  1. 「核」のうち「外核」と呼ばれる部分は液体であることがわかっている。
  2. 「地殻」を構成する岩石が、(温度・圧力の条件によって) 部分的に融解(溶融)する ことがある。この融解物(液体)を「マグマ」という。
  3. 地球内部の「マントル」のうちでは浅い部分の 深さ100-200 kmぐらいのところに「アセノスフェア」という層があり、 岩石が部分的に融解していると考えられている。
  4. マントル全体が対流している。速さは 10 cm/年 の桁だと推測されている。 (これは、氷河と同様に「固体の流動」と見るべきで、 マントルは固体とするのが適切。)

地球内部の基本的層構造

図表 2章 66-67ページ「地球の内部構造」 とくに [(*) 66ページ [1 A] 地球の内部]

地球内部を大きく、「地殻+マントル」と「核」にわける。 この大区分は主要物質のちがいを反映している。 「地殻 / マントル / 外核 / 内核」の 大きな層構造の境界面は、地震波によって見つかった不連続面である。

(用語の注意: 「コア」ということばは、地学の中でも別の文脈では別の意味で使う。 「ボーリングコア」「海底コア」「氷床コア」などは柱状試料をさす。 「核」もちがう意味になりうる。なお、「地核」とは言わない。)

地球内部を知る手段

(もうすこし分けて例をあげてみる。網羅的ではない。アプローチの説明は別のページでもする予定。)

固体とは

凝縮体(固体・液体)と気体とのちがい

気体は圧力によって密度が大きく変化する。 (理想気体で、温度が一定ならば、密度は圧力に比例する。) 凝縮体は圧力を変えても密度はあまり大きく変化しない。 これは、物体の体積のうち分子の体積がしめる割合が、 凝縮体では大きく、気体では小さい、というふうに説明できる。 (「分子の体積」の意味はあいまいだが、そこを精密にするのは化学の話題。)

固体と流体(液体・気体)とのちがい

面にかかる単位面積あたりの力を「応力」という。

応力は、3次元の各方向について、面に垂直な成分と面に平行な成分をもつので、 定量的議論では9成分を考える必要がある。 そのうち、面に垂直な応力を「垂直応力」、 面に平行な応力を「ずり応力」あるいは「剪断[せんだん]応力」 (英語ではshear stress [シアー・ストレス])という。

垂直応力 と せん断応力 の 図解 として、暫定的につぎのウェブページを紹介する。

静止した流体は、垂直応力の大きさはどちら向きでも同じという性質をもち、 その値を「圧力」という。 動く流体でも、固体でも、垂直応力は、圧力で近似される。

固体は、ずり応力がかかると、ひずみ(変形)が生じるが、 その応力がなくなると、もとの状態にもどろうとする(この性質を「弾性」という)か、 または、変形したままになる(この性質を「塑性」という)。 流体は、ずり応力がかかると、流動(速度)が生じ、 応力がなくなっても、流動は慣性で持続する (摩擦などで止まることはある)。

圧力の変化によって密度の変化が生じ、 圧力がもとにもどると密度ももどろうとする、という形の弾性は、 流体にも固体にもある。

弾性波動 -- 地震波、音波

図表 2章 68ページ [1]「地震波の種類と伝わり方」 とくに [(*) [1 A] 地震波の種類とその特徴]

弾性をもつ物体では、 物体内部の部分の位置の変位(基本位置からずれること)が、 時間とともに増減をくりかえすことが、空間を伝わっていくような、波動がおきる。

変位の方向が波の進行方向と同じ軸上にあるのが、「縦波[たてなみ]」である。 これは、媒質の密度の増減をともなうので、「粗密波」ともいう。

変位の方向が波の進行方向と垂直な2次元面内にあるのが、「横波[よこなみ]」である。 【この場合の「縦・横」は鉛直・水平という意味ではなく、進行方向との関係であることに 注意してほしい。】 【なお、光などの電磁波は、弾性波動ではないが、横波である。】

流体(液体・気体)中では、弾性波動は、縦波だけが可能である。これが音波である。

固体中では、縦波と横波の両方が可能である。 地球内部を伝わる弾性波動が地震波である。 地震波については、縦波を「P波」、横波を「S波」という習慣がある。 速さがちがい、源が同じならば 縦波のほうが先に伝わるので primary、 横波のほうがあとで伝わるので secondary と呼んだことに由来する。

固体の変形と破壊

固体に応力がかかると、次のようなことが起こりうる。

岩石が割れて両側が別々に動く構造を「断層」という。 図表 3章 [(*) 128ページ [1]「断層」] [録画時リンク切れ、録画後修正しました]

(断層は地表の崖として見えることもあるが、そうとはかぎらないことに注意。)

地震を考える3つの観点

地震は、地震波がかかわる現象だが、それを扱う科学には、大きくちがった観点がある。 (日常用語の「地震」は、ここでいう「地震動」にあたることが多いだろうが、 地学の用語としては、ここに示すように使いわけたい。)

(1) 地震の発生 (震源過程)

図表 2章 80-81ページ「地震の発生」 [(*) [1 B]「震央と震源」]

大部分の地震は、断層の変位によっておきる。 (すでにある断層が動くことと、あらたな破壊が生じることがある。) (震源断層は、地表面に達する場合もあるが、地下にあって地表には見えないことが多い。) 図表 2章 80-81ページ「地震の発生」 [(*) [1 A]「地震の原因」] 例外的に、ほかの原因もある。上からの物体の落下、人為的な爆発など。

マグニチュードは、震源でおきた現象としての地震の大きさの尺度である。 (英語の magnitude は一般に「規模」や「大きさ」にあたることばである。)

マグニチュードは、震源過程で動いたエネルギーの量に関連している。

地震のマグニチュードの当初の定義は、 ある機種の地震計で計測された地震動の大きさを、震源からの距離が標準値の場合に換算してから、 対数をとったものだった。

いまでは、「モーメント マグニチュード」が基本とされることが多くなった。 マグニチュードが1ふえるごとに、 「地震モーメント」という量が約32倍(=10の(3/2)乗倍)になる。 地震モーメントは本来は「力のモーメント」(力と回転軸からの距離との積) であってエネルギーと別の量だが、 地震のエネルギーも、マグニチュードが1ふえるごとに、約32倍になると考えてよい。

[(*) 83ページ [3 A] マグニチュード] [(*) 82ページ [2 A] 地震のエネルギーとマグニチュードの関係] [(*) [同] (マグニチュードとエネルギーの対照表)]

マグニチュードが大きい地震ほど、発生頻度は低い。 発生頻度を考慮してマグニチュードの階級別に総エネルギーを計算すると、 巨大地震が相対的に大きいわりあいをしめている。 [(*) [同] 世界の地震頻度と総エネルギー]

[(*) [1 B] 「日本の震源分布と地震の種類」];

(2) 地震波の伝搬

図表 2章 68ページ [(*) [1 A] 地震波の種類とその特徴] (P波、S波); [(*) [1 B] 地震波の進み方] (屈折、反射)

地震波は震源からあらゆる方向に伝わりうる。 ただし、媒体となる岩石などの物質の種類や圧力によって、地震波の速さはちがい、 地震波の減衰のしかたもちがう。 とくに、媒体が流体だと、横波は伝わらない。 地震波の速さのちがいによって、屈折が起こる。 不連続面があると、反射が起こる。

震源から離れた(多数の)地点で地震波を計測することによって、 地震波の伝搬経路にあたるところの物質の性質を推測することができる。 これは地球の内部構造を知るための最大の手がかりとなった。

大きな地震の地震波は地球全体につたわるが、 震源からの地球中心角の範囲によって、S 波がとどかないところがある。 その分布を解析することによって、地球内部に液体である部分 (外核) があることがわかった。 さらにくわしく解析することによって、外核よりも中心側に固体の内核があることがわかった。 図表 68ページ [(*) [2 B] 走時曲線]; [(*) [2 A] P波の伝わり方] (核の発見と関連して)

多数の震源・観測点のくみあわせの情報によって、 地球内部の地震波速度分布が、まず、深さに対する1次元分布としてわかってきた。 図表 69ページ [(*) [3 A] 地震波の速度]

さらに、3次元的な分布としてわかってきた。 [(*) 78ページ [1]「地震波トモグラフィー」] [(*) [同] (わかったこと)] 速度分布の不均一の理由としては、温度分布の不均一が考えられ、鉛直運動が推測されている。 (地震波速度から温度などの物理量を推定するには、高圧実験の成果も参照される。)

(3) 地震動

地震波が届いたそれぞれの場所で、変位、速度、加速度が生じる。 ひとつの地震による地震動は、震央(震源の真上)に近いほど大きい傾向があるが、それからはずれることもある。

震度は、地震波が届いたそれぞれの場所での地震動の大きさの尺度である。 日本では「気象庁震度階級」が使われている。 そのもとの定義は人の観察にもとづく定性的なものだが、 今ではおもに、加速度の計測にもとづく「計測震度」が使われる。 震度1から5までは、震度が1つ上がるごとに加速度が約3.2倍(=10の平方根倍) になる。

図表 2章 [(*) 83ページ [3 B] 震度] [(*) つづき (建物・地盤・斜面の破壊)]

地震災害 (図表 2章 91-93ページ) との関連では、地面での地震動が重要である。 同様な地震波が伝わってきても、その場のローカルな地盤によって、地震動の大きさはちがう。 表層地質が新しいところ(とくに最近1万年間の「完新世」(図表 3章 148-149ページ「地質時代」参照)の堆積物のところ)では、 地盤が未固結な、いわゆる「軟弱地盤」であることが多く、 建物のゆれが大きくなりやすく、また「液状化」がおきることがある。

(1の関連) 地表にあらわれた震源断層、「地震断層」、「活断層」

震源断層が地表にあらわれることがある。 「地震断層」ということばは、この場合に限定して使われている (図表 80ページ[1]「地震のしくみ」に出てくる「地震断層」)。

地震断層では、地上の構造物がひきちぎられることがある。 これによる災害は、地震災害に含められるが、地震動による災害とは区別したほうがよいだろう。

「活断層」ということばは、過去 数十万年のあいだにくりかえし活動した地震断層で、 今後も活動する可能性があるものをさしている。 (図表 86-87ページ「内陸で起こる地震」、88-89ページ「活断層」)

本の紹介

小レポート課題

問い1: 地球内部の地震波のP波の速さの代表値として、10 km/s を採用する。 震源が地表付近にあったとして、P波が地球を横断して反対側に達する時間を概算してください。 (ここでは、P波は直進すると仮定しておく。)

【[2021-11-07 補足] 地球の大円の円周は 4万 km。直径はそれを円周率でわればよい。 P波の到達時間の概算は、地球の直径を P波の速さでわればよい。 ただし数値をだすときには単位の換算に注意すること。】

問い2: 地殻内の地震波のP波、S波の速さの代表値として、それぞれ 7 km/s、4 km/sを採用する。 ある観測点で、P波が観測されてからS波が観測されるまでの時間が 10秒であった。 震源から観測点までの距離 L を概算してください。 (P波、S波がそれぞれ発生してから観測点に達するまでの時間を L をふくむ式で表現し、 その差の式をつくって、L についてとく、というふうに考えるとよい。)

【[2021-11-07 補足]
P波が到達する時間は L / vP
S波が到達する時間は L / vS
両者の差 L × {(1 / vS) - (1 / vP)}
これが 10 秒であることから、L の値がわかる。】

2020-06-15, 2021-10-24, 2021-11-07
増田 耕一 (MASUDA Kooiti)
[地学概論 日程と各回の内容] [今学期授業向け情報目次] [地学の教材目次] [教材目次]へ