Erdbeben

Für andere Verwendungen siehe Erdbeben (Disambiguation).
"Seismic Event" leitet hier weiter. Zur seismischen Migration siehe Seismische Migration.
Für die aktuelle Erdbebensaison siehe Liste der Erdbeben im Jahr 2022.
Erdbeben Epizentren treten hauptsächlich an tektonischen Plattengrenzen und insbesondere im Pazifik auf Feuerring.
Globale Platten -tektonische Bewegung

Ein Erdbeben (auch bekannt als a Beben, Tremor oder Temblor) ist das Schütteln der Erdoberfläche, die sich aus einer plötzlichen Energiefreigabe in der ergibt Erde's Lithosphäre das schafft Seismische Wellen. Erdbeben können intensität von denen reichen, von denen, die so schwach sind, dass sie nicht zu spüren sind, bis zu denjenigen, die gewalttätig genug sind, um Objekte und Menschen in die Luft zu treiben und in ganzen Städten Zerstörungen zu bringen. Das seismische Aktivität Ein Gebiet ist die Frequenz, Art und Größe der Erdbeben, die über einen bestimmten Zeitraum erlebt werden. Das Seismizität An einem bestimmten Ort in der Erde befindet sich die durchschnittliche Rate der seismischen Energiemittel pro Volumeneinheit. Das Wort Tremor wird auch für verwendet Nicht-Dearthque-seismisches Rumpeln.

An der Erdoberfläche manifestieren sich Erdbeben, indem sie den Boden zittern und verdrängen oder stören. Wenn der Epizentrum Von einem großen Erdbeben befindet sich vor der Küste, der Meeresboden kann ausreichend vertrieben werden, um a zu verursachen Tsunami. Erdbeben können auch auslösen Erdrutsche.

Im allgemeinsten Sinne das Wort Erdbeben wird verwendet, um ein seismisches Ereignis zu beschreiben - ob natürlich oder durch Menschen verursacht -, die seismische Wellen erzeugt. Erdbeben werden hauptsächlich durch das Bruch von Geologisch verursacht Fehler aber auch durch andere Ereignisse wie vulkanische Aktivitäten, Erdrutsche, Minenschläge und Atomtests. Der Punkt eines Erdbebens des anfänglichen Bruchs wird als Its bezeichnet Hypozenter oder Fokus. Das Epizentrum ist der Punkt auf Bodenniveau direkt über dem Hypozentrum.

Natürlich vorkommende Erdbeben

Drei Arten von Fehlern:
A. Streikschlitz
B. Normal
C. Umkehren

Tektonische Erdbeben treten überall in der Erde auf, wo ausreichend gespeicherte elastische Dehnungssenergie vorhanden ist, um die Frakturausbreitung entlang a zu antreiben Verwerfungsebene. Die Seiten eines Fehlers bewegen sich reibungslos und aseismisch Nur wenn es keine Unregelmäßigkeiten gibt oder Aufstände entlang der Verwerfungsfläche, die den Reibungswiderstand erhöht. Die meisten Verwerfungsflächen haben wie wie möglich, was zu einer Form von führt Stick-Slip-Verhalten. Sobald der Fehler gesperrt ist, führt die fortgesetzte relative Bewegung zwischen den Platten zu einer zunehmenden Spannung und daher gespeicherte Dehnungssenergie im Volumen um die Fehleroberfläche. Dies setzt sich fort, bis der Stress ausreichend gestiegen ist, um die Aufregung zu durchbrechen, und ließ plötzlich über den verschlossenen Teil des Fehler gespeicherte Energie.[1] Diese Energie wird als Kombination aus gestrahltem Gummiband freigesetzt Beanspruchung Seismische Wellen,[2] Reibungsheizung der Fehleroberfläche und das Riss des Gesteins und somit ein Erdbeben verursacht. Dieser Prozess des allmählichen Aufbaus von Belastung und Stress, die durch gelegentlich plötzliche Erdbebenversagen unterbrochen werden, wird als die bezeichnet Elastic-Rebound-Theorie. Es wird geschätzt, dass nur 10 Prozent oder weniger die Gesamtenergie eines Erdbebens als seismische Energie ausstrahlt. Der größte Teil der Energie des Erdbebens wird verwendet, um das Erdbeben zu betreiben Fraktur Wachstum oder wird durch Reibung in Wärme umgewandelt. Daher senken Erdbeben die verfügbaren Erde elastische Potentialergie und erhöhen Sie ihre Temperatur, obwohl diese Änderungen im Vergleich zum leitenden und konvektiven Wärmefluss aus dem vernachlässigbar sind Die tiefe Innenräume der Erde.[3]

Erdbebenfehlertypen

Hauptartikel: Fehler (Geologie)

Es gibt drei Haupttypen von Fehler, die alle verursachen können Erdbeben: Normal, umgekehrt (Schub) und Strike-Slip. Normale und umgekehrte Verwerfungen sind Beispiele für Dip-Slip, bei denen die Verschiebung entlang des Fehlers in Richtung von von tauchen und wo Bewegung auf ihnen eine vertikale Komponente beinhaltet. Normale Fehler treten hauptsächlich in Bereichen auf, in denen sich die Kruste befindet erweitert so wie ein unterschiedliche Grenze. Umkehrfehler treten in Bereichen auf, in denen sich die Kruste befindet verkürzt wie an einer konvergenten Grenze. Streikschlupffehler sind steile Strukturen, bei denen die beiden Seiten des Fehlers horizontal aneinander vorbei rutschen; Transformationsgrenzen sind eine bestimmte Art von Strike-Slip-Fehler. Viele Erdbeben werden durch Bewegung bei Fehlern verursacht, die Bestandteile sowohl des Dip-Slip- als auch des Streiks-Schlupfs haben. Dies ist als schräger Slip bekannt.

Rückwärtsfehler, insbesondere diejenigen Konvergente Plattengrenzen, sind mit den mächtigsten Erdbeben verbunden, Megathrust -Erdbeben, einschließlich fast aller der Größe 8 oder mehr. Megathrust -Erdbeben sind für etwa 90% des weltweit veröffentlichten gesamten seismischen Moments verantwortlich.[4] Streikschadenfehler, insbesondere kontinental Transformationen, können größere Erdbeben bis zu ungefähr Größe 8 erzeugen. Erdbeben, die mit normalen Fehlern assoziiert sind, sind im Allgemeinen geringer als die Größe 7. Bei jeder Größe der Größenordnung ist eine Erhöhung der freigesetzten Energie um etwa dreißigfach. Beispielsweise findet ein Erdbeben von 6,0 eine Erdbeben in etwa 32 -mal mehr Energie als ein Erdbeben der Größe von 5,0 und ein Erdbeben von 7,0 Größenordnung 1000 -mal mehr Energie als ein Erdbeben der Größe von 5,0. Ein Erdbeben der Größe von 8,6 Größenordnung setzt die gleiche Menge an Energie wie 10.000 Atombomben der in verwendeten Größe frei Zweiter Weltkrieg.[5]

Dies liegt daran[6] und der Stressabfall. Je länger die Länge und je breiter die Breite der fehlgeschlagenen Fläche, desto größer ist die resultierende Größe. Der oberste, spröde Teil der Erdkruste und die kühlen Platten der tektonischen Platten, die in den heißen Mantel herabsteigern, sind die einzigen Teile unseres Planeten, die elastische Energie speichern und in Verwerfungsrupturen freisetzen können. Gesteine ​​heißer als 572 ° F (etwa 300 ° C) als Reaktion auf Spannung; Sie brechen nicht auf Erdbeben.[7][8] Die maximal beobachteten Bruchlängen und kartierten Fehler (die in einem einzigen Bruch brechen können) betragen ungefähr 1.000 km (620 mi). Beispiele sind die Erdbeben in Alaska (1957), Chile (1960), und Sumatra (2004), alles in Subduktionszonen. Das längste Erdbeben brütet bei Streik-Slip-Fehlern wie die San Andreas Fehler (1857, 1906), das Nordanatolische Schuld in der Türkei (1939), und die Denali -Schuld in Alaska (2002), sind etwa halb bis ein Drittel, so lange wie die Längen entlang der unterliegerischen Plattenränder, und diese entlang normaler Fehler sind noch kürzer.

Luftfoto des San Andreas -Verschulden in der CARRIZO SCHLAGnordwestlich von Los Angeles

Der wichtigste Parameter, der die maximale Erdbebengröße eines Fehlers steuert flach, typischerweise etwa 10 Grad.[9] Somit kann die Breite der Ebene in der oberen spröden Kruste der Erde 50–100 km (31–62 mi) (31–62 mi) werden (Japan, 2011; Alaska, 1964), die mächtigsten Erdbeben ermöglichen.

Die Streik-Slip-Fehler sind in der Regel vertikal ausgerichtet, was zu einer ungefähren Breite von 10 km (6,2 mi) innerhalb der spröden Kruste führt.[10] Somit sind Erdbeben mit Größen, die viel größer als 8 sind, nicht möglich. Die maximalen Größen entlang vieler normaler Fehler sind noch begrenzter, da sich viele von ihnen entlang der Ausbreitungszentren befinden, wie in Island, wo die Dicke der spröder Schicht nur etwa sechs Kilometer (3,7 mi) beträgt.[11][12]

Darüber hinaus gibt es in den drei Fehlertypen eine Hierarchie von Stressniveaus. Schubfehler werden durch das höchste, Schlagschlag durch Zwischenprodukt und normale Fehler durch die niedrigsten Spannungsniveaus erzeugt.[13] Dies kann leicht verstanden werden, indem die Richtung der größten Hauptspannung berücksichtigt wird, die Richtung der Kraft, die die Gesteinsmasse während der Verwerfung "drückt". Bei normalen Fehlern wird die Gesteinsmasse in vertikaler Richtung gedrückt, somit die Druckkraft (größte Hauptspannung) entspricht dem Gewicht der Gesteinsmasse selbst. Im Falle des Schubs entkommt die Felsmasse "entkommt" in Richtung der am wenigsten Hauptspannung, nämlich nach oben, hebt die Felsmasse und damit der Überlastung gleich dem am wenigsten Hauptstress. Die Streik-Slip-Verwerfung ist zwischen den beiden oben beschriebenen beiden anderen Typen mittel. Dieser Unterschied im Stressregime in den drei fehlerhaften Umgebungen kann zu Unterschieden im Stressabfall während der Verwerfung beitragen, was zu Unterschieden in der gestrahlten Energie beiträgt, unabhängig von den Fehlerdimensionen.

Erdbeben von Plattengrenzen weg

Hauptartikel: Erdbeben intraplieren
Vergleich der 1985 und 2017 Erdbeben in Mexiko -Stadt, Puebla und Michoacán/Guerrero

Wo Plattengrenzen innerhalb der vorkommen Kontinentaler LithosphäreDie Verformung wird über einen viel größeren Bereich ausgebreitet als die Plattengrenze selbst. Im Fall der San Andreas Fehler Kontinentale Transformation treten viele Erdbeben abseits der Plattengrenze auf und sind mit Stämmen verbunden, die innerhalb der breiteren Verformungszone entwickelt wurden, die durch schwerwiegende Unregelmäßigkeiten in der Verwerfungsspur (z. B. der Region "Big Bend") verursacht wird. Das Erdbeben in Northridge war mit einer Bewegung auf einem blinden Schub in einer solchen Zone verbunden. Ein weiteres Beispiel ist die stark schräge konvergente Plattengrenze zwischen der arabisch und Eurasische Teller wo es durch den nordwestlichen Teil der läuft Zagros -Berge. Die mit dieser Plattengrenze verbundene Verformung wird in nahezu reine Schub-Sinnesbewegungen senkrecht zur Grenze über einer weiten Zone im Südwesten und nahezu reiner Strike-Slip-Bewegung entlang der kürzlich in der Nähe der tatsächlichen Plattengrenze selbst angemessenen maßgeblichen Fehler aufgeteilt. Dies wird durch Erdbeben gezeigt Brennmechanismen.[14]

Alle tektonischen Platten haben interne Spannungsfelder, die durch ihre Wechselwirkungen mit benachbarten Platten und Sedimentbelastung oder -Enladung (z. B. Entwässerung) verursacht werden.[15] Diese Belastungen können ausreichen, um ein Versagen entlang bestehender Verwerfungsebenen zu verursachen, was zu Erdbeben intraplieren.[16]

Erdbeben flacher Fokus und tiefes Fokus

Hauptartikel: Schwerpunkttiefe (Tektonik)
Brach das Gran Hotelgebäude in der zusammen San Salvador Metropole nach dem Flach 1986 San Salvador Erdbeben

Die Mehrheit der tektonischen Erdbeben stammt aus dem Feuerring in Tiefen, die sich nicht zehn Kilometern überschreiten. Erdbeben in einer Tiefe von weniger als 70 km (43 mi) werden als "flach-fokus" -Derben klassifiziert, während diejenigen mit einer Brennweite zwischen 70 und 300 km (43 und 186 mi) üblicherweise als "Mid-Focus" bezeichnet werden. oder Erdbeben "Zwischenstufe". Im Subduktion Zonen, wo älter und kälter Ozeanische Kruste unter einer anderen tektonischen Platte abfällt, Deep-Focus-Erdbeben kann in viel größeren Tiefen (zwischen 190 und 430 mi) auftreten (zwischen 300 und 700 km).[17] Diese seismisch aktiven Subduktionsbereiche sind als bekannt als Wadati -Benioff -Zonen. Deep-Focus-Erdbeben treten in einer Tiefe auf Lithosphäre sollte aufgrund der hohen Temperatur und des Drucks nicht mehr spröde sein. Ein möglicher Mechanismus für die Erzeugung von Erdbeben von Deep-Focus Olivin unterbezogen a Phasenübergang in ein Spinell Struktur.[18]

Erdbeben und vulkanische Aktivität

Hauptartikel: Vulkan tektonisches Erdbeben

Erdbeben treten häufig in vulkanischen Regionen auf und werden dort beide verursacht, beide durch tektonisch Fehler und die Bewegung von Magma in Vulkane. Solche Erdbeben können als frühe Warnung vor vulkanischen Ausbrüchen dienen, wie während der 1980 Ausbruch des Mount St. Helens.[19] Erdbebenschwärme können als Marker für die Lage des fließenden Magmas in den Vulkanen dienen. Diese Schwärme können von aufgezeichnet werden Seismometer und Tiltmeter (Ein Gerät, das gemahlene Steigung misst) und als Sensoren verwendet, um bevorstehende oder bevorstehende Ausbrüche vorherzusagen.[20]

Bruchdynamik

Ein tektonisches Erdbeben beginnt mit einem anfänglichen Bruch an einem Punkt auf der Fehleroberfläche, einem Prozess, der als Keimbildung bekannt ist. Die Skala der Keimbildungszone ist ungewiss, mit einigen Beweisen wie den Bruchdimensionen der kleinsten Erdbeben, was darauf hindeutet Schlagen Sie von einigen Erdbeben vor, dass es größer ist. Die Möglichkeit, dass die Keimbildung eine Art Vorbereitungsprozess beinhaltet, wird durch die Beobachtung gestützt, dass etwa 40% der Erdbeben vorliegen. Sobald der Bruch initiiert wurde, verbreitet er sich entlang der Fehleroberfläche. Die Mechanik dieses Prozesses ist kaum bekannt, teilweise, weil es schwierig ist, die hohen Gleitgeschwindigkeiten in einem Labor nachzubilden. Auch die Auswirkungen starker Bodenbewegungen machen es sehr schwierig, Informationen in der Nähe einer Keimbildungszone aufzuzeichnen.[21]

Die Bruchausbreitung wird im Allgemeinen unter Verwendung von a modelliert Frakturmechanik Annäherung und vergleiche den Bruch mit einem sich ausbreitenden Scherriss mit gemischtem Modus. Die Bruchgeschwindigkeit ist eine Funktion der Bruchergie im Volumen um die Rissspitze und nimmt mit abnehmender Frakturenergie zu. Die Geschwindigkeit der Bruchausbreitung ist Größenordnungen schneller als die Verschiebungsgeschwindigkeit über den Fehler. Erdbebenrupturen propagieren typischerweise bei Geschwindigkeiten, die sich im Bereich von 70 bis 90% der S-Wellengeschwindigkeit befinden, was unabhängig von der Erdbebengröße ist. Eine kleine Untergruppe von Erdbebenrupturen scheint sich mit Geschwindigkeiten, die größer als die S-Wellengeschwindigkeit sind, zu propagieren. Diese Supershear -Erdbeben wurden alle bei großen Streik-Slip-Ereignissen beobachtet. Die ungewöhnlich breite Zone des durch die verursachten Koseismschadens 2001 Kunlun Erdbeben wurde auf die Auswirkungen der zugeschrieben Überschallknall in solchen Erdbeben entwickelt. Einige Erdbebenrupturen reisen mit ungewöhnlich niedrigen Geschwindigkeiten und werden als bezeichnet als Langsame Erdbeben. Eine besonders gefährliche Form eines langsamen Erdbebens ist das Tsunami Erdbeben, beobachtet, wo die relativ niedrigen Filzintensitäten, die durch die langsame Ausbreitungsgeschwindigkeit einiger großer Erdbeben verursacht werden, die Bevölkerung der Nachbarküste nicht wie in der 1896 Sanriku Erdbeben.[21]

Co-seismischer Überdruck und Auswirkung des Porendrucks

Während eines Erdbebens können sich in der Verwerfungsebene hohe Temperaturen entwickeln, sodass der Porendruck infolgedessen zur Verdampfung des bereits in Felsen enthaltenen Grundwassers erhöht wird.[22][23][24] In der koseismischen Phase kann ein solcher Anstieg die Schlupfentwicklung und -geschwindigkeit erheblich beeinflussen und in der postseismischen Phase auch die Kontrolle des Nachbeben Sequenz, weil sich der Porendruck nach dem Hauptereignis langsam in das umgebende Frakturnetz ausbreitet.[25][24] Aus der Sicht der Mohr-Coulomb Stärke TheorieEine Erhöhung des Flüssigkeitsdrucks reduziert die normale Spannung, die auf die Verwerfungsebene wirkt, die ihn an Ort und Stelle hält, und Flüssigkeiten können einen Schmierwirkung ausüben. Da die thermische Überdrückung in der Verwerfungsebene ein positives Feedback zwischen Schlupf und Festigkeit liefern kann, ist eine häufige Meinung, dass sie die Verwerfungsprozessinstabilität verbessern kann. Nach dem Hauptschock verursacht der Druckgradient zwischen der Verwerfungsebene und dem benachbarten Gestein einen Flüssigkeitsfluss, der den Porendruck in den umgebenden Frakturnetzwerken erhöht. Eine solche Erhöhung kann neue Verbrauchsprozesse durch reaktivierende benachbarte Fehler auslösen, was zu Nachbeben führt.[25][24] Analog, künstlicher Porendruckdruck erhöht sich durch Flüssigkeitsinjektion in der Erdkruste Seismizität induzieren.

Gezeitenkräfte

Hauptartikel: Gezeitenauslösen von Erdbeben

Gezeiten kann einige auslösen Seismizität.

Erdbebencluster

Die meisten Erdbeben sind Teil einer Sequenz, die sich in Bezug auf Ort und Zeit miteinander beziehen.[26] Die meisten Erdbebencluster bestehen aus kleinen Zittern, die wenig bis gar keinen Schaden verursachen, aber es gibt eine Theorie, dass Erdbeben in einem regelmäßigen Muster wiederkommen können.[27]

Nachbeben

Hauptartikel: Nachbeben
Größe des Zentral -Italien -Erdbeben im August und Oktober 2016 und Januar 2017 und die Nachbeben (die nach dem hier gezeigten Zeitraum weiter auftraten)

Ein Nachbeben ist ein Erdbeben, das nach einem früheren Erdbeben, dem Hauptschock, auftritt. Schnelle Stressveränderungen zwischen Felsen und der Stress des ursprünglichen Erdbebens sind die Hauptursachen für diese Nachbeben.[28] zusammen mit der Kruste um den gebrochenen Verwerfungsebene Wenn es sich an die Auswirkungen des Hauptschocks anpasst.[26] Ein Nachbeben befindet sich im gleichen Bereich des Hauptschocks, aber immer in geringerer Größe, aber sie können immer noch leistungsstark genug sein, um noch mehr Schäden an Gebäuden zu verursachen, die bereits durch das ursprüngliche Beben beschädigt wurden.[28] Wenn ein Nachbeben größer als das Hauptschock ist, wird das Nachbeben als Hauptschock neu bezeichnet und der ursprüngliche Hauptschock wird als neu bezeichnet Vorhock. Nachbeben werden als Kruste um die Vertriebene gebildet Verwerfungsebene Passen Sie sich an die Auswirkungen des Hauptschocks an.[26]

Erdbebenschwärme

Hauptartikel: Erdbebenschwarm

Erdbebenschwärme sind Sequenzen von Erdbeben, die innerhalb eines kurzen Zeitraums in einem bestimmten Bereich auftreten. Sie unterscheiden sich von Erdbeben, gefolgt von einer Reihe von einer Reihe von Nachbeben Durch die Tatsache, dass kein einziges Erdbeben in der Sequenz offensichtlich der Hauptschock ist, hat keiner eine bemerkenswerte höhere Größe als eine andere. Ein Beispiel für ein Erdbebenschwarm ist die Aktivität von 2004 bei 2004 bei Yellowstone Nationalpark.[29] Im August 2012 zitterte ein Schwarm von Erdbeben Süd-Kalifornien's Imperial Valley, zeigt die am meisten aufgezeichnete Aktivität in der Region seit den 1970er Jahren.[30]

Manchmal tritt eine Reihe von Erdbeben in einem sogenannten sogenannten Erdbeben auf Erdbebensturm, wo die Erdbeben einen Fehler in Clustern treffen, das jeweils durch das Schütteln oder ausgelöst wird oder Stressumverteilung der vorherigen Erdbeben. Ähnlich zu Nachbeben Aber in angrenzenden Verwerfungssegmenten treten diese Stürme im Laufe der Jahre und mit einigen der späteren Erdbeben auf, die so schädlich sind wie die frühen. Ein solches Muster wurde in der Reihenfolge von etwa einem Dutzend Erdbeben beobachtet Nordanatolische Schuld in der Türkei im 20. Jahrhundert und wurde für ältere anomale Cluster großer Erdbeben im Nahen Osten abgeleitet.[31][32]

Intensität des Erdbebens und Stärke der Erdbeben

Das Zitieren oder Schütteln der Erde ist ein gemeinsames Phänomen, das den Menschen aus den frühesten Zeiten zweifellos bekannt ist. Vor der Entwicklung von Strong-Motion-Beschleunigungsmesser Dies kann die Spitzengeschwindigkeit und Beschleunigung direkt messen, die Intensität der Erdenschüttung wurde auf der Grundlage der beobachteten Effekte geschätzt, wie sie an verschiedenen kategorisiert sind Seismische Intensitätskalen. Erst im letzten Jahrhundert wurde die Quelle eines solchen Schüttelns als Bruch in der Erdkruste identifiziert, wobei die Intensität des Schüttelns an einem Ort nicht nur von den lokalen Bodenbedingungen abhängt, sondern auch unter der Festigkeit oder Größe des Bruches und auf seiner Entfernung.[33]

Das Erste Skala zur Messung der Erdbebengrößen wurde entwickelt von Charles F. Richter 1935. nachfolgende Skalen (siehe Seismische Größe Skalen) haben ein Schlüsselmerkmal beibehalten, bei dem jede Einheit einen zehnfachen Unterschied in der Amplitude des Bodenschüttels und einen 32-fachen Energieunterschied darstellt. Nachfolgende Skalen werden auch so eingestellt, dass innerhalb der Grenzen der Skala ungefähr den gleichen numerischen Wert aufweist.[34]

Obwohl die Massenmedien gewöhnlich Erdbebengrößen als "Richter Größe" oder "Richterskala" melden, besteht die Standardpraxis der meisten seismologischen Behörden darin, die Stärke eines Erdbebens auf dem auszudrücken Momentgröße Skala, die auf der tatsächlichen Energie basiert, die durch ein Erdbeben freigesetzt wird.[35]

Häufigkeit des Auftretens

Es wird geschätzt, dass jedes Jahr rund 500.000 Erdbeben auftreten, was mit aktuellen Instrumenten nachweisbar ist. Ungefähr 100.000 davon sind zu spüren.[36][37] Kleinere Erdbeben ereignen sich fast ständig weltweit in Orten wie Kalifornien und Alaska in den USA sowie in El Salvador, Mexiko, Guatemala, Chile, Peru, Indonesien, den Philippinen, dem Iran, Pakistan, der Azoren in Portugal, Türkei, Neuseeland, Griechenland, Italien, Indien, Nepal und Japan.[38] Größere Erdbeben treten seltener auf, wobei die Beziehung ist exponentiell; Beispielsweise treten ungefähr zehnmal so viele Erdbeben größer als die Größe 4 in einem bestimmten Zeitraum auf als Erdbeben, die größer als die Größe 5 sind.[39] In der (niedrigen Seismizität) Großbritannien zum Beispiel wurde berechnet, dass die durchschnittlichen Rezidive: ein Erdbeben von 3,7–4,6 pro Jahr, ein Erdbeben von 4,7–5,5 alle 10 Jahre und ein Erdbeben von 5,6 oder mehr alle 100 sind Jahre.[40] Dies ist ein Beispiel für das Gutenberg -Richter -Gesetz.

Das Messina Erdbeben und Tsunami nahm am 28. Dezember 1908 in bis zu 200.000 Menschenleben in den Lebens Sizilien und Kalabrien.[41]

Die Zahl der seismischen Stationen ist von etwa 350 im Jahr 1931 auf heute zu vielen Tausenden gestiegen. Infolgedessen werden viel mehr Erdbeben gemeldet als in der Vergangenheit, aber dies liegt an der enormen Verbesserung der Instrumentierung als an einer Erhöhung der Erdbebenzahl. Das United States Geological Survey (USGS) schätzt, dass seit 1900 durchschnittlich 18 Hauptdarten (Größe 7,0–7,9) und ein großes Erdbeben (Größe 8,0 oder mehr) pro Jahr gegeben wurden und dass dieser Durchschnitt relativ stabil war.[42] In den letzten Jahren ist die Zahl der wichtigsten Erdbeben pro Jahr zurückgegangen, obwohl dies wahrscheinlich eher eine statistische Schwankung als ein systematischer Trend ist.[43] Detailliertere Statistiken über die Größe und Häufigkeit von Erdbeben finden Sie in der United States Geological Survey.[44] Eine jüngste Zunahme der Anzahl der wichtigsten Erdbeben wurde festgestellt, was durch ein zyklisches Muster von Perioden intensiver tektonischer Aktivität erklärt werden könnte, die mit längeren Perioden mit geringer Intensität durchsetzt wurden. Genaue Erdbebenaufnahmen begannen jedoch erst Anfang des 20. Jahrhunderts. Es ist also zu früh, um kategorisch anzugeben, dass dies der Fall ist.[45]

Die meisten Erdbeben der Welt (90% und 81% der größten) finden in der 40.000 Kilometer langen, hufeisenförmigen Zone (25.000 mi), die als zirkumpazifischer seismischer Gürtel bezeichnet, als der als der bezeichnet, statt Pazifikring des Feuers, was größtenteils das begrenzt Pazifische Platte.[46][47] Massive Erdbeben tendieren auch entlang anderer Plattengrenzen, wie entlang der Himalaya -Berge.[48]

Mit dem schnellen Wachstum von Mega-Cities wie Mexiko -Stadt, Tokio und Teheran in hohen Gebieten seismisches RisikoEinige Seismologen warnen, dass ein einziges Beben das Leben von bis zu drei Millionen Menschen beanspruchen könnte.[49]

Induzierte Seismizität

Hauptartikel: Induzierte Seismizität

Während die meisten Erdbeben durch Bewegung der Erde verursacht werden tektonischen Platten, menschliche Aktivität kann auch Erdbeben erzeugen. Aktivitäten sowohl über der Erde als auch unten können die Belastungen und Stämme der Kruste verändern, einschließlich des Bauvorratsbehälters, der Extraktion von Ressourcen wie Kohle oder Öl und injizieren Flüssigkeiten unter der Erde für die Abfallentsorgung oder Fracking.[50] Die meisten dieser Erdbeben haben kleine Größen. Die 5,7 -Größe 2011 Erdbeben in Oklahoma Es wird angenommen Injektionsbrunnen,[51] Und Studien weisen auf die Ölindustrie des Staates als Ursache für andere Erdbeben im vergangenen Jahrhundert hin.[52] A Universität von Columbia Papier schlug vor, dass die Größe von 8,0 2008 Sichuan earthquake wurde durch Laden aus dem induziert Zipingpu Dam,[53] Obwohl der Link nicht endgültig bewiesen wurde.[54]

Erdbeben messen und lokalisieren

Hauptartikel: Seismische Größe Skalen und Seismologie

Die instrumentellen Skalen, die verwendet wurden, um die Größe eines Erdbebens zu beschreiben, begann mit dem Richter Größenskala in den 1930ern. Es ist eine relativ einfache Messung der Amplitude eines Ereignisses, und seine Verwendung ist im 21. Jahrhundert minimal geworden. Seismische Wellen Reisen Sie durch die Innenraum der Erde und kann von aufgezeichnet werden von Seismometer in großen Entfernungen. Das Oberflächenwellengröße wurde in den 1950er Jahren als Mittel zur Messung der abgelegenen Erdbeben und zur Verbesserung der Genauigkeit für größere Ereignisse entwickelt. Das Momentgrößeskala misst nicht nur die Amplitude des Schocks, sondern berücksichtigt auch die seismischer Moment (Gesamtbruchfläche, durchschnittlicher Verwerfungsschub und Starrheit des Gesteins). Das Japan Meteorological Agency Seismische Intensitätskala, das Medwedev -Sponheuer -Karnik -Skala, und die Mercalli -Intensitätskala basieren auf den beobachteten Effekten und beziehen sich auf die Intensität des Schüttelns.

Jedes Zittern erzeugt verschiedene Arten von seismischen Wellen, die mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten durch Felsen reisen:

Ausbreitung der Geschwindigkeit der seismischen Wellen durch feste Gesteinsbereiche von ca. 3,9 mi/s bis zu 13 km/s (8,1 mi/s), je nach der Dichte und Elastizität des Mediums. Im Inneren der Erde wandern sich die Schock- oder P-Wellen viel schneller als die S-Wellen (ca. Beziehung 1.7: 1). Die Unterschiede in der Reisezeit von der Epizentrum Für das Observatorium sind ein Maß für die Entfernung und können verwendet werden, um sowohl Quakes- als auch Strukturen innerhalb der Erde abzubilden. Auch die Tiefe der Tiefe Hypozenter kann ungefähr berechnet werden.

In der oberen Kruste wandern P-Wellen in Böden 2–3 km (1,2–1,9 mi) pro Sekunde (oder niedriger) und nicht konsolidiert, und stieg auf 3–6 km (1,9–3,7 mi) pro Sekunde in Feststoff Felsen. In der unteren Kruste reisen sie bei etwa 6–7 km pro Sekunde; Die Geschwindigkeit nimmt innerhalb des tiefen Mantels auf etwa 13 km pro Sekunde zu. Die Geschwindigkeit der S-Wellen reicht von 2–3 km (1,2–1,9 mi) pro Sekunde in leichten Sedimenten und 4–5 km (2,5–3,1 mi) pro Sekunde in der Erdkruste bis zu 7 km (4,3 mi) pro Sekunde im tiefen Mantel. Infolgedessen kommen die ersten Wellen eines entfernten Erdbebens über den Erdmantel zu einem Observatorium.

Der Kilometerabstand zum Erdbeben ist im Durchschnitt die Anzahl der Sekunden zwischen der P- und S-Welle Zeiten 8.[55] Leichte Abweichungen werden durch Inhomogenitäten der Untergrundstruktur verursacht. Durch eine solche Analyse der Seismogramme befand sich der Erdkern 1913 von Beno Gutenberg.

S-Wellen und später ankommende Oberflächenwellen verursachen den größten Teil des Schadens im Vergleich zu P-Wellen. P-Wellen drücken und erweitern das Material in die gleiche Richtung, in der sie reisen, während S-Wellen den Boden nach hinten und hin und her schütteln.[56]

Erdbeben werden nicht nur nach ihrer Größenordnung kategorisiert, sondern auch nach dem Ort, an dem sie auftreten. Die Welt ist in 754 unterteilt Flinn -Engdahl -Regionen (F-E-Regionen), die sowohl auf politischen und geografischen Grenzen als auch auf seismischen Aktivitäten beruhen. Aktivere Zonen werden in kleinere F-E-Regionen unterteilt, während weniger aktive Zonen zu größeren F-E-Regionen gehören.

Die Standardberichterstattung über Erdbeben umfasst seine Größe, Datum und Uhrzeit des Auftretens, geografische Koordinaten von seinem Epizentrum, Tiefe des Epizentrums, der geografischen Region, Entfernungen zu Bevölkerungszentren, Standortunsicherheit, mehreren Parametern, die in USGS -Erdbebenberichten (Anzahl der Berichterstattung über Stationen, Anzahl der Beobachtungen usw.) und eine eindeutige Ereignis -ID enthalten sind.[57]

Obwohl relativ langsame seismische Wellen traditionell zur Erkennung von Erdbeben verwendet wurden, erkannten Wissenschaftler 2016, dass Gravitationsmessungen eine sofortige Erkennung von Erdbeben liefern könnten, und bestätigten dies durch Analyse von Gravitationsaufzeichnungen, die mit dem verbunden sind 2011 Tohoku-OKI ("Fukushima") Erdbeben.[58][59]

Auswirkungen von Erdbeben

1755 Kupferstiche abgebildet Lissabon in Trümmern und in Flammen nach dem 1755 Lissabon Erdbeben, bei der schätzungsweise 60.000 Menschen getötet wurden. EIN Tsunami überwältigt die Schiffe im Hafen.

Die Auswirkungen von Erdbeben umfassen, ohne darauf beschränkt zu sein, Folgendes:

Schütteln und Bodenbruch

Beschädigte Gebäude in Port-au-Prince, Haiti, Januar 2010.

Zittern und Bodenbruch sind die Haupteffekte, die durch Erdbeben erzeugt werden, was hauptsächlich zu mehr oder weniger schwerwiegenden Schäden an Gebäuden und anderen starren Strukturen führt. Die Schwere der lokalen Effekte hängt von der komplexen Kombination des Erdbebens ab Größe, die Entfernung von der Epizentrumund die lokalen geologischen und geomorphologischen Zustände, die sich verstärken oder verringern können Wellenausbreitung.[60] Der Bodenschütteln wird von gemessen Bodenbeschleunigung.

Spezifische lokale geologische, geomorphologische und geostrukturelle Merkmale können ein hohes Maß an Schütteln auf der Bodenoberfläche durch Erdbeben mit geringer Intensität induzieren. Dieser Effekt wird als Standort oder lokale Verstärkung bezeichnet. Es ist hauptsächlich an der Übertragung der seismisch Bewegung von harten tiefen Böden zu weichen oberflächlichen Böden und die Auswirkungen der seismischen Energiefokussierung aufgrund der typischen geometrischen Umgebung solcher Ablagerungen.

Der Bodenbruch ist ein sichtbares Brechen und Verschiebungen der Erdoberfläche entlang der Spur des Fehlers, die bei größeren Erdbeben in der Größenordnung von mehreren Metern sein kann. Bodenbruch ist ein großes Risiko für große technische Strukturen wie z. Dämme, Brücken und Kernkraftwerke und erfordert eine sorgfältige Zuordnung vorhandener Fehler, um alle zu identifizieren, die wahrscheinlich die Bodenoberfläche innerhalb der Lebensdauer der Struktur brechen.[61]

Bodenverflüssigung

Hauptartikel: Bodenverflüssigung

Bodenverflüssigung tritt auf körnig Material (wie Sand) verliert vorübergehend seine Festigkeit und verwandelt sich von einem Feststoff zu einer Flüssigkeit. Die Bodenverflüssigung kann zu starre Strukturen wie Gebäuden und Brücken führen, um in die Verflüssigungsablagerungen zu kippen oder zu versenken. Zum Beispiel in der 1964 Alaska ErdbebenDie Bodenverflüssigung führte dazu, dass viele Gebäude in den Boden sinken und schließlich auf sich selbst zusammenbrachen.[62]

Menschliche Auswirkungen

Ruinen der Għajn ħAdid Tower, was während der zusammenbrach 1856 Heraklion Erdbeben

Ein Erdbeben kann zu Verletzungen und Verlust von Leben, Straßen- und Brückenschäden führen, allgemein Sachbeschädigungund Zusammenbruch oder Destabilisierung (möglicherweise zukünftiger Zusammenbruch) von Gebäuden. Die Folgen können Krankheiten, mangelnde Grundbedürfnisse, mentale Folgen wie Panikattacken, Depressionen für Überlebende, überlebten, bringen, Überlebende,[63] und höhere Versicherungsprämien.

Erdrutsche

Weitere Informationen: Erdrutsch

Erdbeben können eine Hanginstabilität erzeugen, die zu Erdrutschen führt, eine wichtige geologische Gefahr. Erdrutschgefahr kann bestehen bleiben, während das Notfallpersonal die Rettungsarbeiten versucht.[64]

Feuer

Feuer des 1906 San Francisco Erdbeben

Erdbeben können Brände durch Beschädigung verursachen elektrische Energie oder Gasleitungen. Im Falle eines Wasserbruchs und einem Druckverlust kann es auch schwierig werden, die Ausbreitung eines Brandes zu stoppen, sobald es begonnen hat. Zum Beispiel mehr Todesfälle in der 1906 San Francisco Erdbeben wurden durch Feuer verursacht als durch das Erdbeben selbst.[65]

Tsunami

Der Tsunami der 2004 Erdbeben des Indischen Ozeans
Hauptartikel: Tsunami

Tsunamis sind langwellige, langperiodische Meereswellen, die durch die plötzliche oder abrupte Bewegung großer Wasservolumina erzeugt werden-einschließlich des Erdbebens tritt auf See auf. Im offenen Ozean kann der Abstand zwischen Wellenkämmen 100 Kilometer (62 mi) übertreffen, und die Wellenperioden können zwischen fünf Minuten und einer Stunde variieren. Solche Tsunamis reisen je nach Wassertiefe 600–800 Kilometer pro Stunde (373–497 Meilen pro Stunde). Große Wellen, die durch ein Erdbeben oder ein U -Boot -Erdrutsch erzeugt werden, können in wenigen Minuten die Küstengebiete in der Nähe übertreffen. Tsunamis kann auch Tausende von Kilometern über den offenen Ozean wandern und sich Stunden nach dem Erdbeben, das sie erzeugt, auf fernen Küsten anrissen.[16]

Normalerweise verursachen Subduktions -Erdbeben unter der Größe 7,5 keine Tsunamis, obwohl einige Fälle davon aufgezeichnet wurden. Die meisten zerstörerischen Tsunamis werden durch Erdbeben von 7,5 oder mehr verursacht.[16]

Überschwemmungen

Weitere Informationen: Flut

Überschwemmungen können sekundäre Auswirkungen von Erdbeben sein, wenn Dämme beschädigt werden. Erdbeben können Dammflüsse zu Erdrutschen führen, die zusammenbrechen und Überschwemmungen verursachen.[66]

Das Gelände unter dem Sarez -See in Tadschikistan ist in Gefahr einer katastrophalen Überschwemmung, wenn die Erdrutschdamm gebildet durch das Erdbeben, bekannt als das USOI DAM, sollten während eines zukünftigen Erdbebens scheitern. Impact Projections deuten darauf hin, dass die Flut rund 5 Millionen Menschen betreffen könnte.[67]

Große Erdbeben

Erdbeben (M6.0+) seit 1900 bis 2017
Erdbeben von Stärke 8,0 und größer von 1900 bis 2018. Die scheinbaren 3D -Volumina der Blasen sind linear proportional zu ihren jeweiligen Todesfällen.[68]
Hauptartikel: Listen von Erdbeben

Eine der verheerendsten Erdbeben in der aufgezeichneten Geschichte war die 1556 Shaanxi Erdbeben, was am 23. Januar 1556 in stattfand Shaanxi, China. Mehr als 830.000 Menschen starben.[69] Die meisten Häuser in der Gegend waren Yaodongs—Dwellungen herausgeschnitzt aus Löss Hügel - und viele Opfer wurden getötet, als diese Strukturen zusammenbrachen. Das 1976 Tangshan Erdbeben, die zwischen 240.000 und 655.000 Menschen töteten, war der tödlichste des 20. Jahrhunderts.[70]

Das 1960 Chilenische Erdbeben ist das größte Erdbeben, das am 22. Mai 1960 an einem Seismographen gemessen wurde.[36][37] Sein Epizentrum befand sich in der Nähe von Cañete, Chile. Die freigesetzte Energie war ungefähr doppelt so Karfreitag Erdbeben (27. März 1964), das sich in zentriert war Prinz William Sound, Alaska.[71][72] Die zehn größten Erdbeben waren alle Megathrust -Erdbeben; Von diesen zehn nur die nur die 2004 Erdbeben des Indischen Ozeans ist gleichzeitig eine der tödlichsten Erdbeben in der Geschichte.

Erdbeben, die den größten Lebensverlust verursachten, waren zwar mächtig und waren aufgrund ihrer Nähe zu schwer besiedelten Gebieten oder dem Ozean tödlich, wo Erdbeben häufig erschaffen Tsunamis Das kann Gemeinschaften Tausende von Kilometern entfernt zerstören. Regionen, die am stärksten einem großen Lebensverlust bedroht sind, sind diejenigen, bei denen Erdbeben relativ selten, aber mächtig sind, und schlechte Regionen mit laxen, nicht durchlässigen oder nicht existierenden seismischen Bauvorschriften.

Vorhersage

Hauptartikel: Erdbebenvorhersage

Erdbebenvorhersage ist ein Zweig der Wissenschaft von Seismologie befasst sich mit der Spezifikation der Zeit, des Ortes und der Größe von zukünftigen Erdbeben innerhalb der angegebenen Grenzen.[73] Es wurden viele Methoden entwickelt, um die Zeit und den Ort vorherzusagen, in dem Erdbeben auftreten. Trotz erheblicher Forschungsbemühungen von Seismologen, wissenschaftlich reproduzierbare Vorhersagen können noch nicht bis zu einem bestimmten Tag oder Monat gemacht werden.[74]

Vorhersage

Hauptartikel: Erdbebenprognose

Während Vorhersage wird normalerweise als eine Art von Art von angesehen Vorhersage, Erdbebenprognose unterscheidet sich oft von Erdbebenvorhersage. Die Erdbebenprognose befasst sich mit der probabilistischen Bewertung der allgemeinen Erdbebengefahr, einschließlich der Häufigkeit und der Größe der schädlichen Erdbeben in einem bestimmten Gebiet über Jahre oder Jahrzehnte.[75] Bei gut verstandenen Verwerfungen kann die Wahrscheinlichkeit geschätzt werden, dass ein Segment in den nächsten Jahrzehnten einbrennen kann.[76][77]

Erdbebenwarnsysteme wurden entwickelt, die eine regionale Benachrichtigung eines laufenden Erdbebens ermöglichen, aber bevor sich die Bodenoberfläche bewegt, und potenziell den Menschen innerhalb des Systems ermöglicht, Schutz zu suchen, bevor die Auswirkungen des Erdbebens zu spüren sind.

Bereitschaft

Hauptartikel: Erdbebenbereitschaft

Das Ziel von Erdbebenentechnik soll die Auswirkungen von Erdbeben auf Gebäude und andere Strukturen vorhersehen und solche Strukturen entwerfen, um das Risiko von Schäden zu minimieren. Bestehende Strukturen können durch geändert werden durch seismische Nachrüstung ihren Widerstand gegen Erdbeben zu verbessern. Erdbebenversicherung kann Baueigentümern finanziellen Schutz vor Verlusten durch Erdbeben bieten. Notfallmanagement Strategien können von einer Regierung oder Organisation angewendet werden, um Risiken zu mildern und sich auf Konsequenzen vorzubereiten.

Künstliche Intelligenz Kann helfen, Gebäude zu bewerten und Vorsichtsmaßnahmen zu planen: Der IGOR Expertensystem ist Teil eines mobilen Labors, das die Verfahren unterstützt, die zur seismischen Bewertung von Mauerwerksgebäuden und zur Planung von Nachrüstvorgängen auf ihnen führen. Es wurde erfolgreich angewendet, um Gebäude in Lissabon, Rhodes, Neapel.[78]

Einzelpersonen können auch Bereitschaftsschritte wie das Sicherungsverfahren unternehmen Wasserkocher und schwere Gegenstände, die jemanden verletzen könnten, die Abschaltungen für Versorgungsunternehmen finden und darüber informiert werden, was zu tun ist, wenn das Schütteln beginnt. Für Gebiete in der Nähe großer Wasserkörper umfasst die Erdbebenvorsorge die Möglichkeit von a Tsunami verursacht durch ein großes Beben.

Historische Aussichten

Ein Bild aus einem Buch von 1557, das im 4. Jahrhundert v. Chr. Ein Erdbeben in Italien darstellt

Aus dem Leben des griechischen Philosophen Anaxagoras Im 5. Jahrhundert v. Chr. Bis zum 14. Jahrhundert n. Chr. die Erdbeben wurden normalerweise auf "Luft (Dämpfe) in den Hohlräumen der Erde" zurückgeführt.[79] Thales von Miletus (625–547 v. Chr.) war die einzige dokumentierte Person, die glaubte, dass Erdbeben durch Spannung zwischen Erde und Wasser verursacht wurden.[79] Es gab andere Theorien, darunter die Überzeugungen der griechischen Philosophen Anaxamine (585–526 v. Chr.), Die kurze Neigung Episoden von Trockenheit und Nässe verursachten, seismische Aktivität. Der griechische Philosoph Democritus (460–371 v. Chr.) Beschuldigte Wasser im Allgemeinen für Erdbeben.[79] Plinius der Älteste Erdbeben als "unterirdische Gewitter" bezeichnet.[79]

Aktuelle Studien

In jüngsten Studien behaupten Geologen das Erderwärmung ist einer der Gründe für eine erhöhte seismische Aktivität. Nach diesen Studien stören schmelzende Gletscher und steigende Meeresspiegel das Gleichgewicht des Drucks auf den tektonischen Platten der Erde und verursachen so einen Anstieg der Häufigkeit und Intensität von Erdbeben.[80]

In der Kultur

Mythologie und Religion

Im Nordischen Mythologie, Erdbeben wurden als gewalttätiger Kämpfe des Gottes erklärt Loki. Wenn Loki, Gott von Unheil und Streit, ermordet Baldr, Gott der Schönheit und des Lichts, er wurde bestraft, indem er in einer Höhle mit einer giftigen Schlange über seinem Kopf gebunden war, das über seinem Kopf gestellt wurde. Lokis Frau Sigyn stand mit einer Schüssel bei ihm, um das Gift zu fangen, aber wann immer sie die Schüssel leeren musste, tropfte das Gift auf Lokis Gesicht und zwang ihn, seinen Kopf wegzuwehren und gegen seine Bindungen zu schlagen, was die Erde zitterte.[81]

Im griechische Mythologie, Poseidon war die Ursache und Gott der Erdbeben. Als er schlecht gelaunt war, schlug er mit einem den Boden DreizackErdbeben und andere Katastrophen verursachen. Er benutzte auch Erdbeben, um Menschen als Rache Angst zu bestrafen und zu fördern.[82]

Im Japanische Mythologie, Namazu (鯰) ist ein Riese Wels wer verursacht Erdbeben. Namazu lebt im Schlamm unter der Erde und wird vom Gott bewacht Kashima Wer hält den Fisch mit einem Stein zurück. Als Kashima seine Wache fallen lässt, schlägt Namazu herum und verursacht gewalttätige Erdbeben.[83]

In der Populärkultur

In der modernen Populärkultur wird die Darstellung von Erdbeben durch die Erinnerung an große Städte geprägt Kobe im Jahr 1995 oder San Francisco 1906.[84] Fiktive Erdbeben neigen dazu, plötzlich und ohne Vorwarnung zu schlagen.[84] Aus diesem Grund beginnen Geschichten über Erdbeben im Allgemeinen mit der Katastrophe und konzentrieren sich auf ihre unmittelbaren Folgen, wie in Kurzer Weg zum Tageslicht (1972), Die zerlumpte Kante (1968) oder Nachbeben: Erdbeben in New York (1999).[84] Ein bemerkenswertes Beispiel ist Heinrich von Kleists klassischer Novella, Das Erdbeben in Chile, die die Zerstörung von Santiago im Jahr 1647 beschreibt. Haruki MurakamiKurzfiktionssammlung Nach dem Beben zeigt die Folgen des Kobe -Erdbebens von 1995.

Das beliebteste einklingende Erdbeben in der Fiktion ist die hypothetische "große", die von Kalifornien erwartet wird San Andreas Fehler Eines Tages, wie in den Romanen dargestellt Richter 10 (1996), Auf Wiedersehen Kalifornien (1977), 2012 (2009) und San Andreas (2015) unter anderem.[84] Jacob M. Appels weit verbreitete Kurzgeschichte, Eine vergleichende Seismologie, zeigt eine Betrügerin, die eine ältere Frau davon überzeugt, dass ein apokalyptisches Erdbeben unmittelbar bevorsteht.[85]

Zeitgenössische Darstellungen von Erdbeben im Film sind variabel in der Art und Weise, in der sie menschliche psychologische Reaktionen auf das tatsächliche Trauma widerspiegeln, das direkt betroffenen Familien und ihren Angehörigen verursacht werden kann.[86] Forschungsarbeiten für die psychische Gesundheit von Disaster Psychische Gesundheit unterstreichen die Notwendigkeit, sich der unterschiedlichen Rollen des Verlusts von Familien- und wichtigen Gemeindemitgliedern, dem Verlust der Heimat und der vertrauten Umgebung, des Verlusts wesentlicher Lieferungen und Dienstleistungen zur Aufrechterhaltung des Überlebens bewusst zu sein.[87][88] Insbesondere für Kinder wurde die klare Verfügbarkeit von Erwachsenen der Pflege, die sie nach dem Erdbeben schützen, nähren und kleiden können, und um ihnen zu helfen Gesundheit als das einfache Spenden von Bestimmungen.[89] Wie nach anderen Katastrophen mit Zerstörung und Verlust des Lebens und deren Medien dargestellt wurde, wurden kürzlich in der beobachtet 2010 Haiti ErdbebenEs ist auch wichtig, die Reaktionen auf Verlust und Verschiebung oder Störung der staatlichen Verwaltung und Dienstleistungen nicht zu pathologisieren, sondern diese Reaktionen zu validieren, um die konstruktive Problemlösung und Reflexion darüber zu unterstützen, wie man die Bedingungen der Betroffenen verbessern könnte.[90]

Siehe auch

Verweise

  1. ^ Ohnaka, M. (2013). Die Physik des Felsversagens und der Erdbeben. Cambridge University Press. p. 148. ISBN 978-1-107-35533-0.
  2. ^ Vassiliou, Marius; Kanamori, Hiroo (1982). "Die Energiefreisetzung in Erdbeben". Stier. Seismol. SOC. Bin. 72: 371–387.
  3. ^ Spence, William; S.A. SIPKIN; G. L. Choy (1989). "Messung der Größe eines Erdbebens". United States Geological Survey. Archiviert von das Original am 2009-09-01. Abgerufen 2006-11-03.
  4. ^ Stern, Robert J. (2002), "Subduktionszonen", Bewertungen der Geophysik, 40 (4): 17, Bibcode:2002rvgeo..40.1012s, doi:10.1029/2001RG000108, S2CID 247695067
  5. ^ Geoscience Australia
  6. ^ Wyss, M. (1979). "Schätzung der erwartbaren maximalen Größe der Erdbeben aus Fehlerabmessungen". Geologie. 7 (7): 336–340. Bibcode:1979GEO ..... 7..336W. doi:10.1130/0091-7613 (1979) 7 <336: Ememoe> 2.0.co; 2; 2;.
  7. ^ Sibson, R. H. (1982). "Fehlerzonenmodelle, Wärmefluss und die Tiefenverteilung von Erdbeben in der kontinentalen Kruste der Vereinigten Staaten". Bulletin der Seismological Society of America. 72 (1): 151–163.
  8. ^ Sibson, R. H. (2002) "Geologie der Krusten -Erdbebenquelle" Internationales Handbuch für Erdbeben und technische Seismologie, Band 1, Teil 1, p. 455, Hrsg. W H K Lee, H Kanamori, P C Jennings und C. Kisslinger, Akademische Presse, ISBN978-0-12-440652-0
  9. ^ "Globaler Zentroid -Moment -Tensor -Katalog". Globalcmt.org. Abgerufen 2011-07-24.
  10. ^ "Instrumentaler Erdbebenkatalog in Kalifornien". Wgcep. Archiviert von das Original Am 2011-07-25. Abgerufen 2011-07-24.
  11. ^ Hjaltadóttir S., 2010, "Verwendung von relativ gelegenen MikroearthQuakes zur Kartierung von Fehlermustern und der Schätzung der Dicke der spröden Kruste im Südwesten Islands"
  12. ^ "Berichte und Veröffentlichungen | Seismizität | Isländisches meteorologisches Amt". En.vedur.is. Abgerufen 2011-07-24.
  13. ^ Schorlemmer, D.; Wiemer, S.; Wyss, M. (2005). "Variationen in der Erdbebengrößenverteilung über verschiedene Stressregime hinweg". Natur. 437 (7058): 539–542. Bibcode:2005Natur.437..539s. doi:10.1038/nature04094. PMID 16177788. S2CID 4327471.
  14. ^ Talebian, M; Jackson, J (2004). "Eine Neubewertung von Erdbebenmechanismen und aktive Verkürzung im Zagros -Gebirge des Iran". Geophysical Journal International. 156 (3): 506–526. Bibcode:2004Geoji.156..506t. doi:10.1111/j.1365-246x.2004.02092.x.
  15. ^ Brettles, M.; Ekström, G. (Mai 2010). "Gletscher Erdbeben in Grönland und Antarktis". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 38 (1): 467–491. Bibcode:2010Arps..38..467n. doi:10.1146/Annurev-Earth-040809-152414.
  16. ^ a b c Noson, L. L.; Qamar, a.; Thorsen, G.W. (1988). Washington Abteilung für Geologie und Erdressourcen Informationen Rundschreiben 85 (PDF). Erdbebengefahren des Bundesstaates Washington.
  17. ^ "M7.5 Northern Peru Erdbeben vom 26. September 2005" (PDF). Nationales Erdbebeninformationszentrum. 17. Oktober 2005. Abgerufen 2008-08-01.
  18. ^ Greene II, H.W.; Burnley, P.C. (26. Oktober 1989). "Ein neuer selbstorganisierender Mechanismus für Erdbeben mit tiefem Fokus". Natur. 341 (6244): 733–737. Bibcode:1989natur.341..733g. doi:10.1038/341733a0. S2CID 4287597.
  19. ^ Foxworthy und Hill (1982). Vulkanausbruch von 1980 in Mount St. Helens, die ersten 100 Tage: USGS Professional Paper 1249.
  20. ^ Watson, John; Watson, Kathie (7. Januar 1998). "Vulkane und Erdbeben". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 9. Mai, 2009.
  21. ^ a b Nationaler Forschungsrat (USA). Ausschuss für die Wissenschaft der Erdbeben (2003). "5. Erdbebenphysik und Verwerfungssystemwissenschaft". Leben auf einer aktiven Erde: Perspektiven zur Erdbebenwissenschaft. Washington, D.C.: National Academies Press. p.418. ISBN 978-0-309-06562-7. Abgerufen 8. Juli 2010.
  22. ^ Sibson, R. H. (1973). "Wechselwirkungen zwischen Temperatur und Porenfluiddruck während der Erdbebenverfemmung und einem Mechanismus für teilweise oder Gesamtstressabbau". Nat. Phys. Sci. 243 (126): 66–68. Bibcode:1973nPhs..243 ... 66s. doi:10.1038/physci243066a0.
  23. ^ Rudnicki, J.W.; Rice, J. R. (2006). "Effektive normale Spannungsänderung aufgrund von Porendruckänderungen durch dynamische Schlupfausbreitung in einer Ebene zwischen unterschiedlichen Materialien" (PDF). J. Geophys. Res. 111, B10308 (B10). Bibcode:2006jgrb..11110308r. doi:10.1029/2006JB004396. S2CID 1333820.
  24. ^ a b c Guerriero, V; Mazzoli, S. (2021). "Theorie des wirksamen Stresses in Boden und Gestein und Auswirkungen auf Bruchprozesse: eine Übersicht". Geowissenschaften. 11 (3): 119. Bibcode:2021geosc..11..119g. doi:10.3390/Geosciences11030119.
  25. ^ a b Nur, a; Booker, J. R. (1972). "Nachbeben durch Porenflüssigkeitsfluss verursacht?". Wissenschaft. 175 (4024): 885–887. Bibcode:1972Sci ... 175..885n. doi:10.1126/science.175.4024.885. PMID 17781062. S2CID 19354081.
  26. ^ a b c "Was sind Afterbildern, Voraussetzungen und Erdbebencluster?". Archiviert von das Original am 2009-05-11.
  27. ^ "Erdbeben wiederholen". United States Geological Survey. 29. Januar 2009. Abgerufen 11. Mai, 2009.
  28. ^ a b "Nachbeben | Geologie". Enzyklopädie Britannica. Abgerufen 2021-10-13.
  29. ^ "Erdbebenschwärme in Yellowstone". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 2008-09-15.
  30. ^ Herzog, Alan. "Quake 'Swarm' Shakes Südkalifornien". CNN. Abgerufen 27. August 2012.
  31. ^ Amos Nur; Cline, Eric H. (2000). "Poseidons Pferde: Plattentektonik und Erdbebenstürme in der späten Aegäischen und östlichen Mittelmeer der späten Bronzezeit" (PDF). Zeitschrift für archäologische Wissenschaft. 27 (1): 43–63. doi:10.1006/jasc.1999.0431. ISSN 0305-4403. Archiviert von das Original (PDF) am 2009-03-25.
  32. ^ "Erdbebenstürme". Horizont. 1. April 2003. Abgerufen 2007-05-02.
  33. ^ Bolt 1993.
  34. ^ Chung & Bernreuter 1980, p. 1.
  35. ^ Die USGS USGS -Richtlinie Archiviert 2016-05-04 bei der Wayback -Maschine, wurde aber entfernt. Eine Kopie kann bei gefunden werden http://dapgeol.tripod.com/usgsearthquakemagnitudepolicy.htm.
  36. ^ a b "Coole Erdbebenfakten". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 2021-04-21.
  37. ^ a b Pressler, Margaret Webb (14. April 2010). "Mehr Erdbeben als gewöhnlich? Nicht wirklich". KidsPost. Washington Post: Washington Post. S. C10.
  38. ^ "Erdbebengefahrenprogramm". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 2006-08-14.
  39. ^ USGS -Erdbebenstatistiktabelle basierend auf Daten seit 1900 Archiviert 2010-05-24 bei der Wayback -Maschine
  40. ^ "Seismizität und Erdbebengefahr in Großbritannien". Quakes.bgs.ac.uk. Abgerufen 2010-08-23.
  41. ^ "Italiens Erdbebengeschichte. "BBC News. 31. Oktober 2002.
  42. ^ "Gemeinsame Mythen über Erdbeben". United States Geological Survey. Archiviert von das Original am 2006-09-25. Abgerufen 2006-08-14.
  43. ^ Sind Erdbeben wirklich zugenommen? Archiviert 2014-06-30 bei der Wayback -Maschine, USGS -Wissenschaft der sich verändernden Welt. Abgerufen am 30. Mai 2014.
  44. ^ "Erdbeben -Fakten und -statistiken: Erstwachsen die Erdbeben?". United States Geological Survey. Archiviert von das Original am 2006-08-12. Abgerufen 2006-08-14.
  45. ^ Die 10 größten Erdbeben in der Geschichte Archiviert 2013-09-30 bei der Wayback -Maschine, Australian Geographic, 14. März 2011.
  46. ^ "Historische Erdbeben und Erdbebenstatistiken: Wo kommen Erdbeben vor?". United States Geological Survey. Archiviert von das Original am 2006-09-25. Abgerufen 2006-08-14.
  47. ^ "Visuelles Glossar - Feuerring". United States Geological Survey. Archiviert von das Original am 2006-08-28. Abgerufen 2006-08-14.
  48. ^ Jackson, James (2006). "Tödliche Anziehungskraft: Mit Erdbeben, dem Wachstum von Dörfern in Megacity und Erdbebenanfälligkeit in der modernen Welt leben". Philosophische Transaktionen der königlichen Gesellschaft. 364 (1845): 1911–1925. Bibcode:2006RSPTA.364.1911j. doi:10.1098/rsta.2006.1805. PMID 16844641. S2CID 40712253.
  49. ^ "Globales städtisches seismisches Risiko. "Kooperatives Institut für Forschung in der Umweltwissenschaft.
  50. ^ Fougler, Gillian R.; Wilson, Meilen; Gluyas, Jon G.; Julian, Bruce R.; Davies, Richard J. (2018). "Globale Überprüfung der durch Menschen induzierten Erdbeben". Bewertungen der Erdewissenschaft. 178: 438–514. Bibcode:2018esrv..178..438f. doi:10.1016/j.earscirev.2017.07.008.
  51. ^ Fountain, Henry (28. März 2013). "Studienverbindungen 2011 -Beben mit Technik bei Oil Wells". Die New York Times. Abgerufen 23. Juli, 2020.
  52. ^ Hough, Susan E.; Page, Morgan (2015). "Ein Jahrhundert induzierter Erdbeben in Oklahoma?". Bulletin der Seismological Society of America. 105 (6): 2863–2870. Bibcode:2015bussa.105.2863h. doi:10.1785/0120150109. Abgerufen 23. Juli, 2020.
  53. ^ Klosse, Christian D. (Juli 2012). "Hinweise auf die anthropogene Oberflächenbeladung als Triggermechanismus des Erdbebens von Wenchuan 2008". Umweltwissenschaften. 66 (5): 1439–1447. Arxiv:1007.2155. doi:10.1007/s12665-011-1355-7. S2CID 118367859.
  54. ^ LaFraniere, Sharon (5. Februar 2009). "Möglicher Zusammenhang zwischen DAM und China Quake". Die New York Times. Abgerufen 23. Juli, 2020.
  55. ^ "Schallgeschwindigkeit durch die Erde". Hypertextbook.com. Abgerufen 2010-08-23.
  56. ^ "Newsela | Die Wissenschaft der Erdbeben". newsela.com. Abgerufen 2017-02-28.
  57. ^ Geographic.org. "Größe 8.0 - Erdbebendetails von Santa Cruz Islands". Globale Erdbebenepizentren mit Karten. Abgerufen 2013-03-13.
  58. ^ "Die Schwerkraft der Erde bietet frühere Erdbebenwarnungen". Abgerufen 2016-11-22.
  59. ^ "Die Schwerkraftverschiebungen könnten frühes Erdbebenalarm klingen". Abgerufen 2016-11-23.
  60. ^ "Auf wackeligem Boden, Association of Bay Area Regierungen, San Francisco, berichtet 1995, 1998 (aktualisiert 2003)". Abag.ca.gov. Archiviert von das Original am 2009-09-21. Abgerufen 2010-08-23.
  61. ^ "Richtlinien zur Bewertung der Gefahr des Oberflächenfehlerbruchs, kalifornische Geological Survey" (PDF). Kalifornisches Department of Conservation. 2002. archiviert von das Original (PDF) am 2009-10-09.
  62. ^ "Historische Erdbeben - 1964 Erdbeben anchorieren". United States Geological Survey. Archiviert von das Original Am 2011-06-23. Abgerufen 2008-09-15.
  63. ^ "Erdbebenressourcen". NCTSN.org. 30. Januar 2018. Abgerufen 2018-06-05.
  64. ^ "Naturgefahren - Erdrutsche". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 2008-09-15.
  65. ^ "Das große Erdbeben in San Francisco von 1906 von 1906". United States Geological Survey. Archiviert von das Original Am 2017-02-11. Abgerufen 2008-09-15.
  66. ^ "Anmerkungen zu historischen Erdbeben". British Geological Survey. Archiviert von das Original Am 2011-05-16. Abgerufen 2008-09-15.
  67. ^ "Frische Warnung über die Tajik -Überschwemmungsbedrohung". BBC News. 2003-08-03. Abgerufen 2008-09-15.
  68. ^ USGS: Größe 8 und größere Erdbeben seit 1900 Archiviert 2016-04-14 bei der Wayback -Maschine
  69. ^ "Erdbeben mit 50.000 oder mehr Todesfällen Archiviert 1. November 2009 bei der Wayback -Maschine". U.S. Geologische Befragung
  70. ^ Spignesi, Stephen J. (2005). Katastrophe!: Die 100 größten Katastrophen aller Zeiten. ISBN0-8065-2558-4
  71. ^ Kanamori Hiroo. "Die Energiefreigabe in großen Erdbeben" (PDF). Journal of Geophysical Research. Archiviert von das Original (PDF) Am 2010-07-23. Abgerufen 2010-10-10.
  72. ^ USGS. "Wie viel größer?". Geologische Untersuchung der Vereinigten Staaten. Abgerufen 2010-10-10.
  73. ^ Geller et al. 1997, p. 1616, folgt Allen (1976, p. 2070), der wiederum folgte Wood & Gutenberg (1935)
  74. ^ Erdbebenvorhersage. Ruth Ludwin, US Geological Survey.
  75. ^ Kanamori 2003, p. 1205. Siehe auch Internationale Kommission für Erdbebenprognosen für den Zivilschutz 2011, p. 327.
  76. ^ Arbeitsgruppe für Erdbebenwahrscheinlichkeiten in Kalifornien in der Region San Francisco Bay, 2003 bis 2032, 2003,, "Erdbebenwahrscheinlichkeiten der Bay Area". Archiviert von das Original Am 2017-02-18. Abgerufen 2017-08-28.
  77. ^ Pailoplee, Santi (2017-03-13). "Wahrscheinlichkeiten für Erdbeben vor der Subduktionszone von Sumatra-Andaman". Offene Geowissenschaften. 9 (1): 4. Bibcode:2017ogeo .... 9 .... 4p. doi:10.1515/GEO-2017-0004. ISSN 2391-5447. S2CID 132545870.
  78. ^ Salvaneschi, P.; Cadei, M.; Lazzari, M. (1996). "AI auf strukturelle Sicherheitsüberwachung und Bewertung anwenden". IEEE -Experte. 11 (4): 24–34. doi:10.1109/64.511774.
  79. ^ a b c d "Erdbeben". Enzyklopädie der Weltumweltgeschichte. Vol. 1: a - g. Routledge. 2003. S. 358–364.
  80. ^ "Feuer und Eis: Schmelzen Gletscher auslösen Erdbeben, Tsunamis und Vulkanos". Über Nachrichten. Abgerufen 27. Oktober, 2015.
  81. ^ Sturluson, Snorri (1220). Prosa Edda. ISBN 978-1-156-78621-5.
  82. ^ George E. Dimock (1990). Die Einheit der Odyssee. Univ of Massachusetts Press. S. 179–. ISBN 978-0-87023-721-8.
  83. ^ "Namazu". Weltgeschichte Enzyklopädie. Abgerufen 2017-07-23.
  84. ^ a b c d Van Riper, A. Bowdoin (2002). Wissenschaft in der Populärkultur: Ein Referenzführer. Westport: Greenwood Press. p.60. ISBN 978-0-313-31822-1.
  85. ^ JM Appel. Eine vergleichende Seismologie. Weber Studies (erste Veröffentlichung), Band 18, Nummer 2.
  86. ^ Goenjian, Najarian; Pynoos, Steinberg; Manoukian, Tavosian; Fairbanks, bin; Manoukian, G; Tavosian, a; Fairbanks, LA (1994). "Posttraumatische Belastungsstörung bei älteren und jüngeren Erwachsenen nach dem Erdbeben in Armenien von 1988". Bin j Psychiatrie. 151 (6): 895–901. doi:10.1176/ajp.151.6.895. PMID 8185000.
  87. ^ Wang, Gao; Shinfuku, Zhang; Zhao, Shen; Zhang, H; Zhao, C; Shen, Y (2000). "Längsschnittstudie über erdbebenbedingte PTBS in einer zufällig ausgewählten Gemeinschaftsstichprobe in Nordchina". Bin j Psychiatrie. 157 (8): 1260–1266. doi:10.1176/appi.ajp.157.8.1260. PMID 10910788.
  88. ^ Goenjian, Steinberg; Najarian, Fairbanks; Tashjian, Pynoos (2000). "Prospektive Untersuchung von posttraumatischen Stress, Angstzuständen und depressiven Reaktionen nach Erdbeben und politischer Gewalt" (PDF). Bin j Psychiatrie. 157 (6): 911–916. doi:10.1176/appi.ajp.157.6.911. PMID 10831470. Archiviert von das Original (PDF) Am 2017-08-10.
  89. ^ Coates, SW; Schechter, d (2004). "Traumatischer Stress der Kinder im Vorschulalter nach 9/11: Relationale und Entwicklungsperspektiven. Katastrophenpsychiatrie-Problem". Psychiatrische Kliniken Nordamerikas. 27 (3): 473–489. doi:10.1016/j.psc.2004.03.006. PMID 15325488.
  90. ^ Schechter, DS; Coates, SW; Erstens E (2002). "Beobachtungen akuter Reaktionen kleiner Kinder und ihrer Familien auf die World Trade Center -Angriffe". Journal of Zero-to-Drei: Nationales Zentrum für Säuglinge, Kleinkinder und Familien. 22 (3): 9–13.

Quellen

Weitere Lektüre

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