jarðskjálfti

frá Wikipedia, ókeypis alfræðiorðabókinni
Fara í siglingar Fara í leit
Skjálftamæli Nassau (Lahn) jarðskjálftans, 14. febrúar 2011

Mælanleg titringur á líkama jarðar kallast jarðskjálftar . Þær stafa af fjöldaskiptum, aðallega sem tektónískum skjálftum vegna breytinga á tektónískum plötum við brot í lithvolfinu , og í minna mæli einnig vegna eldvirkni, hruns eða sígunar neðanjarðarhola, stórra skriðufalla og aurskriða og sprengingar. [1] [2] Jarðskjálftar þar sem fókus er undir sjávarbotni eru einnig kallaðir sjóskjálftar eða neðansjávar jarðskjálftar . Þessir eru frábrugðnir öðrum jarðskjálftum að hluta til vegna áhrifa eins og flóðbylgja , en ekki í þróun þeirra.

Nánast að jafnaði samanstanda jarðskjálftar ekki af einum skjálfta en leiða venjulega til fleiri. Í þessu samhengi talar maður um forskjálfta og eftirskjálfta með vísan til sterkari aðalskjálfta . Ef jarðskjálftar verða oftar á lengri, takmörkuðum tíma, talar maður um jarðskjálftasveim eða jarðskjálfta . Þetta gerist aðallega á eldvirkum svæðum. Í Þýskalandi eru stundum skjálftahrina í Vogtlandi og á Hochstaufen .

Langstærsti hluti skráðra jarðskjálfta er of veikur til að menn skynji það. Sterkir jarðskjálftar geta eyðilagt byggingar, valdið flóðbylgjum , snjóflóðum , grjóthruni, skriðuföllum og skriðuföllum og drepið fólk í leiðinni. Þeir geta breytt lögun yfirborðs jarðar og eru náttúruhamfarir . Vísindin sem fjalla um jarðskjálfta eru kölluð jarðskjálftafræði . Að einu undanskildu urðu tíu sterkustu jarðskjálftar sem mælst hafa síðan 1900 allir á niðursveiflusvæðinu í kringum Kyrrahafið , svokallaðan Pacific Ring of Fire (sjá lista hér að neðan).

Samkvæmt greiningu á meira en 35.000 náttúruhamförum af tækniháskólanum í Karlsruhe (KIT) létust alls 2,23 milljónir manna um allan heim í jarðskjálftum á milli 1900 og 2015. [3]

Sögulegt

Jafnvel í fornöld furðuðu menn sig á því hvernig jarðskjálftar og eldgos koma til. Þessir atburðir voru oft kenndir við guði ( Poseidon í grískri goðafræði ). Sumir vísindamenn í Grikklandi til forna töldu að álfurnar fljótu á vatni og rokkuðu fram og til baka eins og skip. Aðrir trúðu því að jarðskjálftar hafi brotist út úr hellum. Í Japan var goðsögnin um drekann sem fékk jörðina til að skjálfa og andaði að sér eldi þegar hann var reiður. Á evrópskum miðöldum voru náttúruhamfarir kenndar við verk Guðs. Með uppgötvun og rannsóknum á segulsvið kom fram sú kenning að jarðskjálftar gætu beinst eins og eldingar. Því var mælt með jarðskjálftavörnum eins og fyrstu eldingum .

Það var ekki fyrr en í upphafi 20. aldar sem Alfred Wegener kom með almennt viðurkennda kenningu um plötuhleðslu og landgrunnsrek . Frá miðri 20. öld var mikið fjallað um skýringarmynstur jarðskjálftanna. Fram að byrjun 21. aldar var hins vegar ekki hægt að þróa tækni til að spá fyrir um jarðskjálfta áreiðanlega.

Mælingar, rannsóknir, orsakir og afleiðingar jarðskjálfta

Heimskort með 358.214 skjálftamiðjum frá jarðskjálftum á árunum 1963 til 1998

Öflug ferli í innri jörðinni

Jarðskjálftar stafa aðallega af kraftmiklum ferlum í innri jörðinni. Ein afleiðing af þessum ferlum er plötutækni, það er að segja hreyfing steinhvelfingsplötanna sem liggja frá yfirborði jarðskorpunnar til steinhimnunnar .

Sérstaklega á plötumörkum, þar sem mismunandi plötur hreyfast í sundur („ dreifingarsvæði “), í átt að hvor annarri („ niðurfelling “ eða „ árekstrarsvæði “) eða framhjá hvor annarri („ umbreytingargalla “), myndast vélræn spenna innan bergsins þegar plöturnar festast í hreyfingu þeirra og halla. Ef farið er yfir skurðarstyrk bergsins losnar þessi spenna með hrífandi hreyfingum jarðskorpunnar og veldur jarðskjálfti. Þetta getur losað meira en hundraðfalt orku vetnissprengju . Þar sem spenna sem byggist upp er ekki einskorðuð við næsta nágrenni við plötumörkin getur hjálparbrotið í mjög sjaldgæfum tilfellum einnig átt sér stað inni í plötunni ef jarðskorpubergið er með veikt svæði þar.

Hitastigið eykst jafnt og þétt gagnvart innri jörðinni og þess vegna verður bergið æ auðveldara að afmynda með vaxandi dýpi og er ekki lengur nógu brothætt til að brotna jafnvel í jarðskorpunni. Jarðskjálftar eiga því yfirleitt uppruna sinn í efri jarðskorpu jarðar, á nokkrum kílómetra dýpi. Af og til hafa hins vegar fundist jarðskjálftar með hjörðum allt að 700 km dýpi. Slíkur „djúpur eldur skjálfti“ kemur fyrst og fremst fram á niðurfellingarsvæðum. Þar hreyfast tvær plötur í átt að hvor annarri, þar sem þéttari þeirra tveggja er ýtt undir þá sem er með lægri þéttleika og dýfur í möttul jarðar . Kafi hluti plötunnar ( hella ) hitnar tiltölulega hægt í möttlinum þannig að skorpuefni hennar er brotið jafnvel á meiri dýpi. The hypocenters jarðskjálfta sem eiga sér stað í innan við hella kleift þannig ályktanir sem hægt er dregin um stöðu sína í dýpt ( " Wadati-Benioff svæði "). Einn af kveikjunum fyrir þessum djúpu aflskjálftum er breyting á rúmmáli plötunnar vegna umbreytinga steinefna við hitastig og þrýstingsaðstæður sem ríkja í möttlinum.

Ennfremur getur vaxandi kvika á eldfjallasvæðum - venjulega fremur veikburða - valdið jarðskjálftum.

Svokallaðar flóðbylgjur geta myndast ef jarðskjálftar verða í kafbátum, eldgos sjávar eða eldgos í kafbáti. Skyndileg lóðrétt tilfærsla stórra hluta hafsbotnsins skapar bylgjur sem ferðast á allt að 800 kílómetra hraða á klukkustund. Flóðbylgjur eru vart áberandi í opnum sjó ; Hins vegar, ef bylgja endar í grynnri vatni , en bylgja Crest steepens og í einstöku tilfellum getur náð hæð 100 metra á ströndina. Algengustu flóðbylgjurnar eru í Kyrrahafi . Þess vegna eru löndin sem liggja að Kyrrahafi með snemmviðvörunarkerfi , Pacific Tsunami Warning Center . Eftir að um 230.000 manns létust 26. desember 2004 eftir hrikalegan jarðskjálfta í Indlandshafi var einnig komið á fót snemmviðvörunarkerfi þar.

Frostskjálfti

Mjög grunnir jarðskjálftar sem aðeins finnast á staðnum geta komið af stað frosti ef mikið magn af vatni í jörðu eða í undirlagi bergsins frýs og þenst út í leiðinni. Þetta skapar spennu sem losnar í minni titringi, sem síðan skynjast á yfirborðinu sem „jarðskjálftar“ og hávaðarok. Fyrirbærið kemur venjulega fram í upphafi alvarlegs frosttímabils, þegar hitastig hefur lækkað hratt úr gildum yfir frostmarki í gildi langt undir frostmarki. [4]

Jarðskjálfti vegna athafna manna

Til viðbótar við náttúrulega jarðskjálfta sem eru af stað, eru einnig mannskæðir , þ.e. af mannavöldum. Þessi framkallaða skjálftavirkni er ekki endilega viljandi eða af ásetningi; B. þegar um er að ræða virka jarðskjálftahrina eða vegna kjarnorkuvopnatilrauna , en það eru oft atburðir sem eiga sér stað sem óviljandi "aukaverkanir" mannlegrar athafnar. Þessar aðgerðir fela í sér vinnslu jarðefna kolvetnis ( hráolíu og jarðgass ), sem breytir álagsaðstæðum í bergi botnsins með því að breyta holþrýstingi, eða (tilraun) notkun jarðhita (→ jarðhita ). [5]

Mannskæðir jarðskjálftar verða einnig þegar holrými neðanjarðar hrynja ( grjóthrun ). Stærð þessara jarðskjálfta er í langflestum tilfellum á bilinu örskjálfta eða öfgafræðilega örveruskjálfta. Það nær sjaldan verðmæti áberandi skjálfta.

Sumir sterkustu mannskæðir jarðskjálftar urðu vegna uppsöfnunar mikils vatns í uppistöðulónum vegna aukins álags í undirlaginu nálægt stórum bilunum. Jarðskjálftinn í Wenchuan í Kína árið 2008 (7,9 stig), sem drap um 90.000 manns, er talinn vera frambjóðandi fyrir sterkasta jarðskjálftahrina í heimi til þessa. [6]

Jarðskjálftabylgjur

Jarðskjálftamæli jarðskjálfta nálægt Nicobar -eyjum, 24. júlí 2005, 7,3 að stærð

Jarðskjálftar framleiða jarðskjálftabylgjur af ýmsum gerðum sem breiðast út um og um alla jörðina og hægt er að skrá þær í jarðskjálftamælum með jarðskjálftamælum (eða jarðskjálftamælum) hvar sem er á jörðinni. Eyðingu yfirborðs jarðar í tengslum við sterka jarðskjálfta (sprungumyndun, skemmdir á byggingum og samgöngumannvirkjum osfrv.) Má rekja aftur til „yfirborðsbylgjanna“ sem breiðast út á yfirborði jarðar og kalla á sporöskjulaga hreyfingu á jörðu.

Útbreiðsluhraði jarðskjálfta er venjulega um 3,5 km / sek (ekki má rugla saman við ölduhraða sem gefinn er upp fyrir sjóskjálfta). Í mjög sjaldgæfum tilfellum breiðist skjálftinn hins vegar út með yfirhraða en þegar hefur verið mældur um 8 km / sek. Í supersonískum skjálfta dreifist sprungan hraðar en skjálftabylgjan, sem er venjulega öfugt. Hingað til hafa aðeins 6 yfirhvörf jarðskjálftar mælst. [7]

Fókus jarðskjálfta

Með því að skrá og meta styrk og lengd jarðskjálftabylgna í stjörnustöðvum um allan heim er hægt að ákvarða staðsetningu jarðskjálftamiðstöðvarinnar, „undirstöðuna“. Þetta leiðir einnig til gagna um innri jörðina . Sem mæling á öldum er staðsetningarákvörðun háð sömu óskýringu og þekkt er fyrir öldur á öðrum sviðum eðlisfræðinnar . Almennt eykst óvissa um staðsetningarákvörðun með aukinni bylgjulengd. Ekki er hægt að staðsetja uppspretta langtímabylgna eins nákvæmlega og skammtímabylgjur. Þar sem miklir jarðskjálftar þróa mest af orku sinni á langtímabilinu er ekki hægt að ákvarða dýpt uppsprettunnar sérstaklega nákvæmlega. Upptök skjálftabylgjanna geta hreyfst við jarðskjálfta, til dæmis þegar um er að ræða alvarlega jarðskjálfta sem geta orðið nokkur hundruð kílómetra langir. Samkvæmt alþjóðlegu samkomulagi er fyrsta mælda staðsetningin kölluð miðstöð skjálftans, það er staðurinn þar sem jarðskjálftinn hófst. Staðurinn á yfirborði jarðar beint fyrir ofan miðstöðina er kallaður skjálftamiðja . Tíminn sem hlé hefst er þekktur sem „ofnstími“.

Brotflötin sem hrindir af stað jarðskjálftanum er í heild sinni kölluð „yfirborð eldstæði“. Í flestum tilfellum nær þetta brotflöt ekki til yfirborðs jarðar, þannig að fókus jarðskjálftans er venjulega ekki sýnilegur. Ef um stærri jarðskjálfta er að ræða, þar sem miðstöð hans er aðeins grunn, getur brennivíddarsvæðið náð til yfirborðs jarðar og leitt til verulegrar mótvægis þar. Nákvæm röð rofferlisins ákvarðar „geislunareiginleika“ skjálftans, þ.e. hversu mikil orka geislar í formi jarðskjálftabylgna í hvora átt herbergisins. Þessi rofbúnaður er þekktur sem eldunarferlið . Hægt er að endurrita röð eldavélarferlisins út frá greiningu á fyrstu notkun á mælistöðvum. Niðurstaðan af slíkum útreikningi er eldavélaryfirborðslausnin .

Tegundir jarðskjálfta

Það eru þrjár grunntegundir jarðskjálftaviðburða, sem endurspegla þrjár gerðir platamarka: Á dreifingarsvæðum, þar sem tektónísku plöturnar reka í sundur, verkar togstreita á bergið ( framlenging ). Kubbarnir beggja vegna aflssvæðisins eru þannig dregnir í sundur og það er fjarlæging (engl. Normal error), þar sem blokkin er sett fyrir ofan brotflötinn niður á við. Á árekstrarsvæðum þar sem plötur hreyfast í átt að hvor annarri virkar hins vegar þjöppunarálag. Bergið er þjappað saman og það er, allt eftir hallahorni brotflatarins, að upp eða þrýstingi (engl. Reverse error or thrust error), þar sem blokkin jókst fyrir ofan brotflötinn upp á við. Á niðursveiflusvæðum getur steypudiskurinn lent í stóru svæði sem getur leitt til mikillar spennuuppbyggingar og að lokum til sérstaklega alvarlegra jarðskjálfta. Þessir eru stundum kallaðir „ megathrust jarðskjálftar “. Þriðja gerð ofnsins er kölluð „ slá-miði (engl. Strike-slip error)“ táknar það sem gerist í „Umbreytingargöllum“, þar sem plöturnar sem taka þátt renna hliðar framhjá hvorri annarri.

Í raun og veru virka þó kraftarnir og spennan að mestu á ská á bergkubbana, þar sem litóspírusplöturnar halla og geta einnig snúist í því ferli. Plöturnar hreyfast því venjulega ekki beint í átt að eða framhjá hvor annarri þannig að aflbúnaðurinn táknar venjulega blandaða mynd af hreyfingu upp eða niður og hliðar á hlið blaðanna. Maður talar hér um „ skáhalla “ eða „ skáhalla “.

Hægt er að lýsa rýmisstöðu aflflatarins með þremur hornum Φ, δ og λ: [8] [9]

  • Φ táknar högg (ger.: Verkfall) bilunarflatarinnar. Þetta er hornið milli landfræðilegrar norðurstefnu og gatnamóta atviks eldstæði yfirborðs við lárétta ( rák línu ). Strjúkt getur gert ráð fyrir gildum á bilinu 0 ° til 360 °; arðflöt sem dýfur í austur myndi merktust með norður-suður högglínu og myndi þannig hafa slag Φ = 0 °.
  • δ táknar fall , þ.e. halla ( dýfa ) af yfirborði elds. Það er hornið milli lárétts og aflborðs. Það getur gert ráð fyrir gildum milli 0 ° og 90 °; nákvæmlega hornrétt brotflöt hefði halla δ = 90 °.
  • λ táknar stefnuna á móti ( hrífu ), sem er ákvörðuð í plani á móti. Þetta er hornið á milli höggs eldavélarinnar og stefnuvefjar offsetsins, sem getur gert ráð fyrir gildum á bilinu 0 ° til 360 °. Er z. B. hangandi veggurinn, þ.e. blokkin efst, færðist nákvæmlega upp, væri λ = 90 °. Ef yfirborð eldavélarinnar er nákvæmlega lóðrétt og horft í átt að högginu, er hægri blokkin skilgreind sem „hangandi veggurinn“. Fyrir hliðarvakt til vinstri, λ = 0 °, fyrir hægri hliðarvakt, λ = 180 °.

Styrkur jarðskjálfta

Til þess að geta borið saman jarðskjálfta við annan er nauðsynlegt að ákvarða styrk þeirra. Þar sem bein mæling á orku sem losnar við jarðskjálfta er ekki möguleg vegna dýptar brennivíddarferlisins eingöngu hafa ýmsar jarðskjálftavogir verið þróaðir í jarðskjálftafræði.

styrkleiki

Fyrstu jarðskjálftavogarnir, sem þróuðust í lok 18. til loka 19. aldar, gátu aðeins lýst styrkleiki jarðskjálfta, þ.e. áhrifum á fólk, dýr, byggingar og náttúrulega hluti eins og vatnsföll eða fjöll. . Árið 1883 þróuðu jarðfræðingarnir MS De Rossi og FA Forel tíu stiga kvarða til að ákvarða styrk jarðskjálfta. Hins vegar varð tólf hluti Mercalli kvarðainnkynntur árið 1902 mikilvægari. Það er eingöngu byggt á huglægu mati á heyranlegum og áþreifanlegum athugunum sem og skaðaáhrifum á landslag, götur eða byggingar (stórskjálftahrina). Árið 1964 var það þróað frekar í MSK kvarðann og síðar EMS kvarðann .

Styrkleiki er enn notaður í dag, með mismunandi vogum sem eru aðlagaðar byggingu og jarðvegsskilyrðum viðkomandi lands. Staðbundin dreifing styrksins er oft ákvörðuð með spurningalistum frá ábyrgum rannsóknarstofnunum (í Þýskalandi, til dæmis á landsvísu af BGR með netformi ) og birtar í formi ísósískra korta . Ísóseistar eru jafnharðnir með jafn mikla styrkleiki. [10] Möguleikinn á að skrá styrkleiki er takmarkaður við tiltölulega þéttsetin svæði.

Stærð

Þróun og stöðug endurbót á jarðskjálftamælum frá síðari hluta 19. aldar gerði það kleift að framkvæma hlutlægar mælingar byggðar á eðlisfræðilegu magni, sem leiddi til þróunar á stærðargráðu. Með því að nota vísindalega fundin tengsl og eðlislög gera þessar ályktanir kleift að draga ályktanir um styrk jarðskjálfta út frá staðbundnum mæligildum sem skráðar eru á jarðskjálftamælistöðvum.

Það eru nokkrar aðferðir til að reikna út stærðina. Stærðarkvarðinn sem vísindamenn nota mest í dag er mælikvarði augnabliksins (Mw). Þetta er lógaritma og endar í Mw 10.6. Gert er ráð fyrir að við þetta gildi brotni fast jarðskorpan alveg. Aukningin um eina stærð samsvarar 32 sinnum meiri orku losun. Richter kvarðinn, sem Charles Francis Richter og Beno Gutenberg kynntu á þriðja áratugnum, sem einnig er vísað til sem staðbundinn jarðskjálftastærð , hefur oft verið vitnað í fjölmiðla. Jarðskjálftamælar, sem ættu að vera í 100 km fjarlægð frá skjálftamiðju skjálftans, eru notaðir til að mæla styrk jarðskjálftans nákvæmlega. Með Richter kvarðanum eru skjálftabylgjurnar mældar í logaritmískum kvarða. Það var upphaflega notað til að mæla jarðskjálfta á Kaliforníusvæðinu. Ef jarðskjálftamælistöð er of langt í burtu frá skjálftafókusnum (> 1000 km) og styrkur skjálftans er of mikill (frá um 6 stigum), er ekki hægt að nota þennan stærðarskala eða aðeins nota hann í takmörkuðu magni. [10] Vegna þess hve einfaldur útreikningur og samanburður er við eldri flokkun jarðskjálfta er hann oft enn í notkun í jarðskjálftafræði.

Elastogravitation merki

Samkvæmt útgáfu frá 2017 er hægt að greina lítilsháttar sveiflur í þyngdarsviði jarðar af völdum fjöldaflutnings í jarðskjálftamælum við sterka jarðskjálfta. Þessi merki breiðast út um líkama jarðar á ljóshraða , þ.e. verulega hraðar en frumskjálftabylgjurnar (P bylgjur), sem eru venjulega þær fyrstu sem jarðskjálftamælar skráðu og geta ekki náð meira en 10 km / sekúnduhraða . Að auki ættu þeir að gera kleift að ákvarða nákvæmari stærð skjálftans, sérstaklega á mælistöðvum sem eru tiltölulega nálægt brennidepli jarðskjálftans. Báðir þessir merkja verulega bata á snemma viðvörun jarðskjálfta . [11]

spá

Torn slitlag eftir jarðvegsleysingu : Chūetsu jarðskjálfti , Ojiya, Niigata, Japan, 2004

Samkvæmt núverandi ástandi vísinda er ekki hægt að spá fyrir um jarðskjálfta nákvæmlega með tilliti til tíma og rúms. Hinum ýmsu ákvörðunarþáttum er að mestu leyti skilið eigindlega. Vegna flókins samspils hefur hins vegar ekki verið unnt að ná nákvæmri mælingu á brennivíddarferlunum, aðeins vísbendingu um líkur á því að jarðskjálfti eigi sér stað á ákveðnu svæði.

Hins vegar veit eitt forvera fyrirbæri (Engl. Forveri). Sum þessara tjá sig í breytingu á jarðeðlislega mælanlegu magni, svo sem B. jarðskjálftahraði, halli jarðar eða rafsegulsviðs eiginleika bergsins. Önnur fyrirbæri byggjast á tölfræðilegum athugunum, svo sem hugtakinu skjálftahrina , sem stundum gefur til kynna yfirvofandi stórviðburð.

Það hafa einnig verið endurteknar fregnir af óvenjulegri hegðun hjá dýrum skömmu fyrir stóra jarðskjálfta. Ef um jarðskjálftann í Haicheng var að ræða í febrúar 1975, gerði þetta fólki kleift að vara við í tæka tíð. [12] Í öðrum tilvikum sást hins vegar engin óvenjuleg hegðun hjá dýrum fyrir jarðskjálfta. Metagreining , þar sem 180 rit voru skoðuð, þar sem meira en 700 athuganir á áberandi hegðun hjá meira en 130 mismunandi tegundum í tengslum við 160 mismunandi jarðskjálfta eru skjalfestar, sýndi í samanburði við gögn úr alþjóðlegum jarðskjálftaskrá Alþjóðlegu jarðskjálftafræðinnar Miðstöð (ISC- GEM) að staðbundið mynstur hegðunarfráviksins fer í áberandi hátt saman við að fyrirskjálftar gerist. Samkvæmt þessu væri að minnsta kosti hægt að útskýra sumar hegðunarfrávikin með þeim forskotum sem dýrin geta skynjað, sem eru oft búin viðkvæmari skynfærum, yfir meiri vegalengdum frá skjálftamiðstöðinni.[13] Þrátt fyrir að margar rannsóknir hafi fjallað um óvenjulega hegðun var óljóst hvað óvenjuleg hegðun er í raun og hvaða hegðunarfrávik eru talin forveri fyrirbæri. Athuganir eru að mestu leyti dánarlausar og það vantar kerfisbundið mat og langar mælingar. Það eru því enn sem komið er engar vísbendingar um að dýr geti áreiðanlega varað við jarðskjálftum.[13]

Öll þekkt forveru fyrirbæri eru mjög mismunandi hvað varðar tíma og stærðargráðu. Að auki væri það tæknilega átak sem þyrfti til að taka heildarupptöku af þessum fyrirbærum ekki fjárhagslega og skipulagslega framkvæmanlegt frá sjónarhóli dagsins í dag.

„Óhefðbundnir“ jarðskjálftar

Til viðbótar við „hefðbundna“, áberandi og stundum mjög eyðileggjandi jarðskjálfta, eru einnig svokallaðir „óhefðbundnir“ eða „hægir“ skjálftar, en uppsprettur þeirra eru ekki fyrir neðan en á yfirborði jarðar og gefa frá sér mjög langan- tímabil ( tímabil u.þ.b. 20 til 150 s) yfirborðsbylgjur. Þessar öldur verða að síast út úr skjálftagögnum á heimsvísu eða á heimsálfu með sérstökum reikniritum og hægt er að úthluta þeim til ákveðinna heimilda út frá eiginleikum þeirra og stundum öðrum forsendum. Slík óhefðbundnum jarðskjálftar fela í sér á jöklinum skjálftar, sem orsakast af burð ferli á stórum skautuð jökullausa auk þess sem stormquakes hvaða, við tilteknar aðstæður, eiga sér stað f sterkum stormur ( fellibylja, o.fl.) með samþættingu stormur völdum til lengri tíma haföldur með stærri á grunnunum á sviði the hillu brún að mynda. [14]

Sögulegir jarðskjálftar

Mikilvægustu þekktu jarðskjálftasvæðin eru skráð á lista yfir jarðskjálftasvæði . Alhliða lista yfir sögulega sent jarðskjálfta er að finna í lista yfir jarðskjálfta .

Sterkustu skjálftar sem mælst hafa

Eftirfarandi listi var settur saman samkvæmt USGS . [15] Nema annað sé tekið fram gilda verðmæti togarastærðarinnar M W þar sem taka verður tillit til þess að ekki er hægt að bera saman mismunandi stærðarstig beint við hvert annað.

staða tilnefningu staðsetning dagsetning styrkur Athugasemdir
1. Jarðskjálfti í Valdivia árið 1960 Chile 22. maí 1960 9.6 1.655 látnir
2. Föstudagsskjálftinn langa 1964 Alaska 27. mars 1964 9.3 Flóðbylgja með hámarkshæð um 67 metra
3. 2004 jarðskjálfti við Indlandshaf fyrir Súmötru 26. desember 2004 9.1 Um 230.000 manns létust af völdum skjálftans og flóðbylgjunnar í kjölfarið. Yfir 1,7 milljónir strandbúa í kringum Indlandshaf hafa verið skilin eftir heimilislaus.
4. 2011 Tōhoku jarðskjálfti austur af Honshū , Japan 11. mars 2011 9.0 „Dýrasti jarðskjálfti nokkru sinni“ [16] [17] : 18.500 manns létust, 450.000 manns urðu heimilislausir og bein skaða varð um 296 milljarðar evra. [3]

Þann 7. apríl 2011 voru taldir 12.750 dauðir og 14.706 saknaðir sem voru fórnarlömb jarðskjálftans og flóðbylgjunnar í kjölfarið. Vegna flóðbylgjunnar var einnig hamfarir í Fukushima fyrir kjarnakljúfar blokkir Fukushima Daiichi kjarnorkuveranna. Fukushima Daini , Onagawa og Tōkai virkjanir urðu einnig fyrir barðinu en urðu aðeins fyrir minniháttar skemmdum. Það hafa verið hundruðir elds og langvarandi rafmagnsleysi á milljónum heimila.

5. Kamchatka jarðskjálfti 1952 Kamtsjatka , Rússland 0 4. nóvember 1952 8.9
6. Jarðskjálfti í Chile 2010 Chile 27. febrúar 2010 8.8 521 látinn, 56 saknað
6. Jarðskjálfti Ekvador-Kólumbía 1906 Ekvador / Kólumbía 31. janúar 1906 8.8 1000 dauðir
7. Jarðskjálfti í Eyjaráði, 1965 Council Islands , Alaska 0 4 febrúar 1965 8.7
8.. Jarðskjálfti við Súmötru 2012 undan ströndum Súmötru 11. apríl 2012 8.6
8.. Jarðskjálfti við Súmötru árið 2005 við Norður -Súmötru 28. mars 2005 8.6 Yfir 1000 látnir
8.. Araucanía jarðskjálfti árið 1960 Araucanía 22. maí 1960 8.6
8.. Jarðskjálfti nálægt Andreanof -eyjum árið 1957 Andreanof Islands , Alaska 19. mars 1957 8.6
8.. Assam jarðskjálfti árið 1950 Landamærasvæði Kína og Indlands 15. ágúst 1950 8.6
8.. Jarðskjálfti í Aleutian eyjum árið 1946 með Aleútum 0 1. apríl 1946 8.6

Skemmdir

Umfang tjóns af völdum jarðskjálfta fer upphaflega eftir styrk og lengd jarðskjálftans sem og þéttleika íbúa og fjölda og stærð mannvirkja á viðkomandi svæði. Öryggi jarðskjálfta mannvirkjanna er einnig mikilvægt. Evrópu staðall EB 8 (í Þýskalandi DIN EN 1998-1) skilgreinir grunnatriði fyrir hönnun jarðskjálfta áhrif fyrir hinum ýmsu viðartegundum byggingu, stál, járnbentri steinsteypu, samsettur smíði, múrverk hönnun forsendum.

Sjá einnig

bókmenntir

  • Bruce A. Bolt: Jarðskjálftar - lyklar að jarðfræði. Forlagið Spectrum Academic, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-353-0 . - Góð kynning jafnvel fyrir leikmenn.
  • Emanuela Guidoboni, John E. Ebel: Jarðskjálftar og flóðbylgjur í fortíðinni: leiðbeiningar um tækni í sögulegri jarðskjálftafræði . Cambridge University Press, 2009, ISBN 978-0-521-83795-8 . - Vísindaleg kennslubók í sögulegri jarðskjálftafræði á ensku.
  • Thorne Lay, Terry C. Wallace: Modern Global Seismology. Alþjóðleg jarðeðlisfræði. 58. bindi, Academic Press, San Diego / London 1995, ISBN 0-12-732870-X . - Alhliða staðlað vísindastarf á ensku.
  • Christian Rohr : Öfgafullir náttúruviðburðir í Austur -Ölpunum: Upplifun á náttúrunni seint á miðöldum og í upphafi nútímans. Umhverfissögulegar rannsóknir, 4. bindi, Böhlau, Köln o.fl. 2007, ISBN 978-3-412-20042-8 . - Aðgreind rannsókn á skynjun náttúrunnar.
  • Götz Schneider: Jarðskjálftar - Kynning fyrir jarðvísindamenn og byggingarverkfræðinga. Spektrum Akademischer Verlag, München 2004, ISBN 3-8274-1525-X . — Eine etwas kompliziertere Einführung mit einigen mathematischen Darstellungen.
  • Peter M. Shearer: Introduction to Seismology. 2. Auflage. Cambridge University Press, Cambridge (UK) ua 2009, ISBN 978-0-521-88210-1 . — Wissenschaftliches Lehrbuch in englischer Sprache.
  • Gerhard Waldherr: Erdbeben: das außergewöhnliche Normale; zur Rezeption seismischer Aktivitäten in literarischen Quellen vom 4. Jahrhundert v. Chr. bis zum 4. Jahrhundert n. Chr. Geographica historica. Band 9, Stuttgart 1997, ISBN 3-515-07070-2 . — Grundlegend für die Rezeptionsgeschichte von Erdbeben.
  • Gerhard H. Waldherr, Anselm Smolka (Hrsg.): Antike Erdbeben im alpinen und zirkumalpinen Raum: Befunde und Probleme in archäologischer, historischer und seismologischer Sicht. Beiträge des Interdisziplinären Workshops Schloss Hohenkammer, 14./15. Mai 2004 (Earthquakes in Antiquity in the alpine and circum-alpine region: findings and problems from an archaeological, historical and seismological viewpoint). (= Geographica historica. Band 24). Steiner, Stuttgart 2007, ISBN 978-3-515-09030-8 . — Gesammelte Beiträge einer internationalen Tagung zur historischen Seismologie.

Weblinks

Wiktionary: Erdbeben – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen
Commons : Erdbeben – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
Wikisource: Erdbeben – Quellen und Volltexte

Erdbebenmeldungen

Einzelnachweise

  1. Ursache von Erdbeben. ( Memento vom 28. Dezember 2014 im Internet Archive ) Webpräsenz des Schweizerischen Erdbebendienstes (SED), abgerufen am 11. Dezember 2014.
  2. Ulrich Smoltczyk (Hrsg.): Grundbau-Taschenbuch. Teil 1: Geotechnische Grundlagen. 6. Auflage. Berlin 2001, ISBN 3-433-01445-0 , S. 381.
  3. a b Erdbeben und Stürme: eine mörderische Bilanz – Naturkatastrophen aus 115 Jahren analysiert 19. April 2016, 3sat Abruf 22. November 2016
  4. Andrew V. Lacroix: A short note on cryoseisms. In: Earthquake Notes. Band 51, Nr. 1, 1980, S. 15–18, doi:10.1785/gssrl.51.1.15 . Siehe dazu auch: Kältewelle: Seltene „Frostbeben“ erschüttern Toronto. Beitrag auf Juskis Erdbeben-News vom 7. Januar 2014.
  5. Bohrungen in Südkorea - Erdbeben von Menschenhand? In: Deutschlandfunk . ( deutschlandfunk.de [abgerufen am 4. Mai 2018]).
  6. Ge Shemin, Liu Mian, Lu Ning, Jonathan W. Godt, Luo Gang: Did the Zipingpu Reservoir trigger the 2008 Wenchuan earthquake? Geophysical Research Letters. Bd. 36, Nr. 20, 2009, doi:10.1029/2009GL040349 (Open Access)
  7. Überschallschnelles Erdbeben erstaunt Geologen. Beitrag auf Spektrum.de News vom 15. Juli 2014.
  8. Shearer: Introduction to Seismology. 1999 (siehe Literatur ), S. 245 f.
  9. Lay, Wallace: Modern Global Seismology. 1995 (siehe Literatur ), S. 316 f.
  10. a b Hans Berckhemer: Grundlagen der Geophysik. 2., durchgesehene und korrigierte Auflage. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 1997, ISBN 3-534-13696-9 .
  11. Martin Vallée, Jean Paul Ampuero, Kévin Juhel, Pascal Bernard, Jean-Paul Montagner, Matteo Barsuglia: Observations and modeling of the elasto–gravity signals preceding direct seismic waves. In: Science. Bd. 358, Nr. 6367, 2017, 1164–1168, doi:10.1126/science.aao0746 (alternativer Volltextzugriff: IPGP PDF 1,7 MB; ungelayoutetes Manuskript); siehe dazu auch Jan Oliver Löfken: Schnellere Analyse von starken Erdbeben. Welt der Physik, 30. November 2017 (abgerufen am 17. Dezember 2017)
  12. Neeti Bhargava, VK Katiyar, ML Sharma, P. Pradhan: Earthquake Prediction through Animal Behavior: A Review. Indian Journal of Biomechanics. Special Issue (NCBM 7-8 March 2009), S. 159–165 ( PDF 91 kB)
  13. a b Heiko Woith, Gesa M. Petersen, Sebastian Hainzl, Torsten Dahm: Review: Can Animals Predict Earthquakes? Bulletin of the Seismological Society of America. Bd. 108, Nr. 3A, 2018, S. 1031–1045, doi:10.1785/0120170313 ; siehe dazu auch: Das seltsame Verhalten von Tieren vor Erdbeben. Meldung auf der Webpräsenz des GFZ/Helmholtz-Zentrum Potsdam im Zusammenhang mit der Veröffentlichung dieser Meta-Studie
  14. Wenyuan Fan, Jeffrey J. McGuire, Catherine D. de Groot‐Hedlin, Michael AH Hedlin, Sloan Coats, Julia W. Fiedler: Stormquakes. Geophysical Research Letters. 2019 (Vorab-Online-Publikation des akzeptierten, unredigierten Manuskriptes), doi:10.1029/2019GL084217
  15. 20 Largest Earthquakes in the World. USGS, abgerufen am 11. Mai 2020 (englisch).
  16. Erdbeben trafen Japan und Neuseeland am härtesten. (Nicht mehr online verfügbar.) Karlsruher Institut für Technologie, Januar 2012, archiviert vom Original am 21. Oktober 2013 ; abgerufen am 28. April 2012 .
  17. CATDAT – Damaging Earthquakes Database 2011 – The Year in Review. (PDF; 2,0 MB) CEDIM / KIT, Januar 2012, abgerufen am 28. April 2012 (englisch).