Erdbeben - Earthquake

Erdbebenepizentren treten hauptsächlich entlang tektonischer Plattengrenzen und insbesondere auf dem Pazifischen Feuerring auf .
Globale plattentektonische Bewegung

Ein Erdbeben (auch bekannt als Beben , Zittern oder Zittern ) ist das Schütteln der Erdoberfläche, das aus einer plötzlichen Freisetzung von Energie in der Lithosphäre der Erde resultiert , die seismische Wellen erzeugt . Erdbeben können so stark sein, dass sie so schwach sind, dass sie nicht zu spüren sind, bis hin zu solchen, die stark genug sind, um Objekte und Menschen in die Luft zu schleudern und ganze Städte zu zerstören. Die Seismizität oder seismische Aktivität eines Gebiets ist die Häufigkeit, Art und Größe von Erdbeben, die im Laufe einer Weile aufgetreten sind. Das Wort Zittern wird auch für seismisches Grollen außerhalb des Erdbebens verwendet .

An der Erdoberfläche äußern sich Erdbeben durch Erschütterungen und Verschiebungen oder Störungen des Bodens. Wenn sich das Epizentrum eines großen Erdbebens vor der Küste befindet, kann der Meeresboden ausreichend verschoben werden, um einen Tsunami auszulösen . Erdbeben können auch Erdrutsche und gelegentlich vulkanische Aktivitäten auslösen.

Im allgemeinsten Sinne wird das Wort Erdbeben verwendet, um jedes seismische Ereignis zu beschreiben – ob natürlich oder durch Menschen verursacht – das seismische Wellen erzeugt. Erdbeben werden hauptsächlich durch das Aufbrechen geologischer Verwerfungen verursacht , aber auch durch andere Ereignisse wie vulkanische Aktivität, Erdrutsche, Minenexplosionen und Atomtests . Der anfängliche Bruchpunkt eines Erdbebens wird als Hypozentrum oder Fokus bezeichnet. Das Epizentrum ist der Punkt in Bodennähe direkt über dem Hypozentrum.

Natürlich auftretende Erdbeben

Drei Arten von Fehlern:
A. Blattschlupf
B. Normal
C. Rückwärts

Tektonische Erdbeben treten überall auf der Erde auf, wo ausreichend gespeicherte elastische Dehnungsenergie vorhanden ist, um die Bruchausbreitung entlang einer Verwerfungsebene voranzutreiben . Die Seiten einer Verwerfung bewegen sich nur dann glatt und aseismisch aneinander vorbei , wenn entlang der Verwerfungsoberfläche keine Unregelmäßigkeiten oder Unebenheiten vorhanden sind, die den Reibungswiderstand erhöhen. Die meisten Störungsoberflächen haben solche Unebenheiten, was zu einer Art Stick-Slip-Verhalten führt . Sobald sich die Verwerfung verriegelt hat, führt eine fortgesetzte Relativbewegung zwischen den Platten zu einer zunehmenden Spannung und damit zu einer gespeicherten Dehnungsenergie im Volumen um die Verwerfungsoberfläche. Dies wird fortgesetzt, bis die Spannung ausreichend angestiegen ist, um die Unebenheit zu durchbrechen, wodurch plötzlich ein Gleiten über den blockierten Teil der Verwerfung ermöglicht und die gespeicherte Energie freigesetzt wird . Diese Energie wird als Kombination aus abgestrahlten seismischen Wellen mit elastischer Dehnung , Reibungserwärmung der Verwerfungsoberfläche und Risse im Gestein freigesetzt, wodurch ein Erdbeben verursacht wird. Dieser Prozess des allmählichen Aufbaus von Dehnung und Spannung, der durch gelegentliches plötzliches Erdbebenversagen unterbrochen wird, wird als Elastic-Rebound-Theorie bezeichnet . Es wird geschätzt, dass nur 10 Prozent oder weniger der Gesamtenergie eines Erdbebens als seismische Energie abgestrahlt wird. Der größte Teil der Energie des Erdbebens wird verwendet, um das Wachstum des Erdbebenbruchs anzutreiben , oder wird in Wärme umgewandelt, die durch Reibung erzeugt wird. Daher verringern Erdbeben die verfügbare elastische potentielle Energie der Erde und erhöhen ihre Temperatur, obwohl diese Änderungen im Vergleich zu dem konduktiven und konvektiven Wärmefluss aus dem tiefen Erdinneren vernachlässigbar sind.

Arten von Erdbebenfehlern

Es gibt drei Haupttypen von Fehlern, die alle ein Erdbeben zwischen den Platten verursachen können : normal, rückwärts (Schub) und Blattschlupf. Normale und umgekehrte Verwerfungen sind Beispiele für Dip-Slip, bei denen die Verschiebung entlang der Verwerfung in Richtung der Neigung erfolgt und die Bewegung auf ihnen eine vertikale Komponente beinhaltet. Normale Verwerfungen treten hauptsächlich in Bereichen auf, in denen die Kruste erweitert wird, wie z. B. an einer divergierenden Grenze . Umkehrfehler treten in Bereichen auf, in denen die Kruste verkürzt wird, z. B. an einer konvergenten Grenze. Blattverschiebungen sind steile Strukturen, bei denen die beiden Seiten der Störung horizontal aneinander vorbeigleiten; Transformationsgrenzen sind eine besondere Art von Blattverschiebung. Viele Erdbeben werden durch Bewegungen auf Verwerfungen verursacht, die sowohl Komponenten von Dip-Slip als auch Strike-Slip aufweisen. Dies wird als schräger Schlupf bezeichnet.

Rückverwerfungen, insbesondere solche entlang konvergierender Plattengrenzen , sind mit den stärksten Erdbeben, Megathrust-Erdbeben , verbunden , darunter fast alle mit einer Stärke von 8 oder mehr. Megathrust-Erdbeben sind für etwa 90 % des gesamten seismischen Moments verantwortlich, das weltweit freigesetzt wird. Blattverschiebungen, insbesondere kontinentale Transformationen , können schwere Erdbeben bis zu etwa 8 Magnituden erzeugen. Erdbeben im Zusammenhang mit normalen Störungen sind im Allgemeinen kleiner als 7 Magnituden. Für jede Einheit, die an Magnitude zunimmt, gibt es eine ungefähr dreißigfache Zunahme der freigesetzten Energie. Beispielsweise setzt ein Erdbeben der Stärke 6,0 etwa 32-mal mehr Energie frei als ein Erdbeben der Stärke 5,0, und ein Erdbeben der Stärke 7,0 setzt 1.000-mal mehr Energie frei als ein Erdbeben der Stärke 5,0. Ein Erdbeben der Stärke 8,6 setzt die gleiche Energiemenge frei wie 10.000 Atombomben, die im Zweiten Weltkrieg eingesetzt wurden .

Denn die bei einem Erdbeben freigesetzte Energie und damit ihre Magnitude ist proportional zur Bruchfläche und dem Spannungsabfall. Daher ist die resultierende Magnitude umso größer, je größer die Länge und je breiter die Breite des Störungsbereichs ist. Der oberste, spröde Teil der Erdkruste und die kühlen Platten der tektonischen Platten, die in den heißen Erdmantel absinken, sind die einzigen Teile unseres Planeten, die elastische Energie speichern und bei Verwerfungen wieder abgeben können. Gesteine, die heißer als etwa 300 ° C (572 ° F) sind, fließen als Reaktion auf Stress; sie brechen nicht bei Erdbeben. Die maximal beobachtete Länge von Rissen und kartierten Fehlern (die in einem einzigen Riss brechen können) beträgt ungefähr 1.000 km (620 mi). Beispiele sind die Erdbeben in Alaska (1957) , Chile (1960) und Sumatra (2004) , alle in Subduktionszonen. Die längsten Erdbebenbrüche auf Blattverschiebungen, wie der San-Andreas-Verwerfung ( 1857 , 1906 ), der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei ( 1939 ) und der Denali-Verwerfung in Alaska ( 2002 ), sind etwa halb bis ein Drittel so lang die Längen entlang subduzierender Plattenränder und die entlang normaler Störungen sind sogar noch kürzer.

Luftaufnahme der San-Andreas-Verwerfung in der Carrizo-Ebene , nordwestlich von Los Angeles

Der wichtigste Parameter, der die maximale Erdbebenstärke auf einer Verwerfung steuert, ist jedoch nicht die maximal verfügbare Länge, sondern die verfügbare Breite, da letztere um den Faktor 20 variiert. Entlang konvergierender Plattenränder ist der Neigungswinkel der Bruchebene sehr groß flach, typischerweise etwa 10 Grad. Daher kann die Breite der Ebene innerhalb der oberen spröden Erdkruste 50–100 km (31–62 mi) werden ( Japan, 2011 ; Alaska, 1964 ), wodurch die stärksten Erdbeben möglich werden.

Blattverschiebungen neigen dazu, nahezu vertikal ausgerichtet zu sein, was zu einer ungefähren Breite von 10 km (6,2 Meilen) innerhalb der spröden Kruste führt. Daher sind Erdbeben mit Magnituden viel größer als 8 nicht möglich. Die maximalen Magnituden entlang vieler normaler Verwerfungen sind noch begrenzter, da viele von ihnen entlang von Ausbreitungszentren liegen, wie in Island, wo die Dicke der spröden Schicht nur etwa sechs Kilometer beträgt.

Darüber hinaus gibt es eine Hierarchie von Spannungsniveaus in den drei Fehlertypen. Schubfehler werden durch die höchsten, Blattverschiebungen durch mittlere und normale Fehler durch die niedrigsten Spannungsniveaus erzeugt. Dies lässt sich leicht verstehen, wenn man die Richtung der größten Hauptspannung betrachtet, die Richtung der Kraft, die das Gestein während der Verwerfung „drückt“. Bei normalen Störungen wird das Gebirge in vertikaler Richtung nach unten gedrückt, somit ist die Schubkraft ( größte Hauptspannung) gleich dem Eigengewicht des Gebirges. Bei Überschiebungen „entweicht“ das Gebirge in Richtung der geringsten Hauptspannung, nämlich nach oben, hebt das Gebirge an und somit ist die Überlagerung gleich der geringsten Hauptspannung. Blattverschiebungen liegen zwischen den beiden anderen oben beschriebenen Arten. Dieser Unterschied im Spannungsregime in den drei Verwerfungsumgebungen kann zu Unterschieden im Spannungsabfall während der Verwerfung beitragen, was zu Unterschieden in der abgestrahlten Energie beiträgt, unabhängig von den Verwerfungsabmessungen.

Erdbeben abseits der Plattengrenzen

Vergleich der Erdbeben von 1985 und 2017 auf Mexiko-Stadt, Puebla und Michoacán/Guerrero

Wo Plattengrenzen innerhalb der kontinentalen Lithosphäre auftreten , erstreckt sich die Verformung über einen viel größeren Bereich als die Plattengrenze selbst. Im Fall der Kontinentaltransformation der San-Andreas-Verwerfung treten viele Erdbeben entfernt von der Plattengrenze auf und hängen mit Dehnungen zusammen, die innerhalb der breiteren Deformationszone entwickelt wurden, die durch größere Unregelmäßigkeiten in der Verwerfungsspur verursacht werden (z. B. die „Big Bend“-Region). Das Northridge-Erdbeben wurde mit einer Bewegung auf einem blinden Schub innerhalb einer solchen Zone in Verbindung gebracht. Ein weiteres Beispiel ist die stark schräg konvergierende Plattengrenze zwischen der arabischen und der eurasischen Platte, wo sie durch den nordwestlichen Teil des Zagros-Gebirges verläuft . Die mit dieser Plattengrenze verbundene Verformung wird in nahezu reine Schubrichtungsbewegungen senkrecht zur Grenze über eine weite Zone im Südwesten und nahezu reine Blattverschiebungsbewegungen entlang der jüngsten Hauptverwerfung nahe der eigentlichen Plattengrenze selbst unterteilt. Dies wird durch Erdbebenfokalmechanismen demonstriert .

Alle tektonischen Platten haben interne Spannungsfelder, die durch ihre Wechselwirkungen mit benachbarten Platten und Sedimentbelastung oder -entlastung (z. B. Deglaziation) verursacht werden. Diese Spannungen können ausreichen, um ein Versagen entlang bestehender Verwerfungsebenen zu verursachen, was zu Erdbeben innerhalb der Platte führt.

Erdbeben mit flachem und tiefem Fokus

Eingestürztes Gran Hotel-Gebäude in der Metropole San Salvador nach dem flachen Erdbeben von 1986 in San Salvador

Die meisten tektonischen Erdbeben entstehen im Feuerring in Tiefen von nicht mehr als zehn Kilometern. Erdbeben, die in einer Tiefe von weniger als 70 km (43 mi) auftreten, werden als Erdbeben mit "flachem Fokus" klassifiziert, während Erdbeben mit einer Fokustiefe zwischen 70 und 300 km (43 und 186 mi) allgemein als "mittlerer Fokus" bezeichnet werden. oder "mittlere Tiefe" Erdbeben. In Subduktionszonen , in denen ältere und kältere ozeanische Kruste unter eine andere tektonische Platte absinkt, können Tiefenbeben in viel größeren Tiefen auftreten (von 300 bis 700 km (190 bis 430 mi)). Diese seismisch aktiven Subduktionsgebiete sind als Wadati-Benioff-Zonen bekannt . Tiefenbeben treten in einer Tiefe auf, in der die subduzierte Lithosphäre aufgrund der hohen Temperatur und des hohen Drucks nicht mehr spröde sein sollte. Ein möglicher Mechanismus für die Erzeugung von Tiefenbeben sind Verwerfungen, die durch einen Phasenübergang von Olivin in eine Spinellstruktur verursacht werden.

Erdbeben und vulkanische Aktivität

Erdbeben treten häufig in vulkanischen Regionen auf und werden dort sowohl durch tektonische Störungen als auch durch die Bewegung von Magma in Vulkanen verursacht . Solche Erdbeben können als Frühwarnung vor Vulkanausbrüchen dienen, wie beim Ausbruch des Mount St. Helens im Jahr 1980 . Erdbebenschwärme können als Marker für die Position des fließenden Magmas in den Vulkanen dienen. Diese Schwärme können von Seismometern und Neigungsmessern (einem Gerät, das die Bodenneigung misst) aufgezeichnet und als Sensoren verwendet werden, um bevorstehende oder bevorstehende Eruptionen vorherzusagen.

Bruchdynamik

Ein tektonisches Erdbeben beginnt mit einem anfänglichen Bruch an einem Punkt auf der Verwerfungsoberfläche, ein Prozess, der als Nukleation bekannt ist. Das Ausmaß der Keimbildungszone ist ungewiss, wobei einige Hinweise darauf hindeuten, wie z. B. die Bruchabmessungen der kleinsten Erdbeben, dass sie kleiner als 100 m (330 ft) ist, während andere Hinweise, wie z. B. eine langsame Komponente, durch niederfrequente Spektren aufgedeckt werden von einigen Erdbeben, deuten darauf hin, dass es größer ist. Die Möglichkeit, dass die Keimbildung eine Art Vorbereitungsprozess beinhaltet, wird durch die Beobachtung gestützt, dass etwa 40 % der Erdbeben Vorbeben vorausgehen. Sobald der Bruch begonnen hat, beginnt er, sich entlang der Verwerfungsoberfläche auszubreiten. Die Mechanik dieses Prozesses ist kaum verstanden, teilweise weil es schwierig ist, die hohen Gleitgeschwindigkeiten in einem Labor nachzubilden. Außerdem machen es die Auswirkungen einer starken Bodenbewegung sehr schwierig, Informationen in der Nähe einer Keimbildungszone aufzuzeichnen.

Die Bruchausbreitung wird im Allgemeinen unter Verwendung eines bruchmechanischen Ansatzes modelliert, wobei der Bruch mit einem sich ausbreitenden gemischten Scherriss verglichen wird. Die Bruchgeschwindigkeit ist eine Funktion der Bruchenergie im Volumen um die Rissspitze und nimmt mit abnehmender Bruchenergie zu. Die Geschwindigkeit der Bruchausbreitung ist um Größenordnungen schneller als die Verdrängungsgeschwindigkeit über die Verwerfung. Erdbebenbrüche breiten sich typischerweise mit Geschwindigkeiten aus, die im Bereich von 70–90 % der S-Wellengeschwindigkeit liegen, die unabhängig von der Erdbebengröße ist. Eine kleine Teilmenge von Erdbebenbrüchen scheint sich mit Geschwindigkeiten ausgebreitet zu haben, die größer als die S-Wellen-Geschwindigkeit sind. Diese Superschererdbeben wurden alle während großer Blattverschiebungen beobachtet. Die ungewöhnlich breite Zone koseismischen Schadens, die durch das Kunlun-Erdbeben von 2001 verursacht wurde, wurde den Auswirkungen des Überschallknalls zugeschrieben, der bei solchen Erdbeben entwickelt wurde. Einige Erdbebenbrüche breiten sich mit ungewöhnlich niedrigen Geschwindigkeiten aus und werden als langsame Erdbeben bezeichnet . Eine besonders gefährliche Form eines langsamen Erdbebens ist das Tsunami-Erdbeben , das beobachtet wird, wenn die relativ geringen gefühlten Intensitäten, die durch die langsame Ausbreitungsgeschwindigkeit einiger großer Erdbeben verursacht werden, die Bevölkerung der benachbarten Küste nicht alarmieren, wie beim Sanriku-Erdbeben von 1896 .

Co-seismischer Überdruck und Einfluss des Porendrucks

Während eines Erdbebens können an der Störungsebene hohe Temperaturen entstehen, wodurch der Porendruck zunimmt und das bereits im Gestein enthaltene Grundwasser verdampft. In der koseismischen Phase kann ein solcher Anstieg die Schlupfentwicklung und -geschwindigkeit erheblich beeinflussen und darüber hinaus in der postseismischen Phase die Nachbebensequenz steuern, da sich der Porendruckanstieg nach dem Hauptereignis langsam in das umgebende Bruchnetzwerk ausbreitet. Aus Sicht der Mohr-Coulomb-Festigkeitstheorie verringert eine Erhöhung des Flüssigkeitsdrucks die Normalspannung, die auf die Verwerfungsfläche wirkt, die sie an Ort und Stelle hält, und Flüssigkeiten können eine Schmierwirkung ausüben. Da eine thermische Überdruckbeaufschlagung eine positive Rückkopplung zwischen Schlupf und Festigkeitsabfall an der Verwerfungsebene liefern kann, ist eine allgemeine Meinung, dass sie die Instabilität des Verwerfungsprozesses verstärken kann. Nach dem Hauptbeben verursacht der Druckgradient zwischen der Störungsebene und dem benachbarten Gestein eine Flüssigkeitsströmung, die den Porendruck in den umgebenden Bruchnetzwerken erhöht; Ein solcher Anstieg kann neue Verwerfungsprozesse auslösen, indem benachbarte Verwerfungen reaktiviert werden, was zu Nachbeben führt. Analog kann eine künstliche Erhöhung des Porendrucks durch Flüssigkeitsinjektion in die Erdkruste Seismizität induzieren .

Gezeitenkräfte

Gezeiten können eine gewisse Seismizität hervorrufen .

Erdbebencluster

Die meisten Erdbeben sind Teil einer Sequenz, die örtlich und zeitlich aufeinander bezogen sind. Die meisten Erdbebencluster bestehen aus kleinen Erschütterungen, die wenig bis gar keinen Schaden anrichten, aber es gibt eine Theorie, dass Erdbeben in einem regelmäßigen Muster wiederkehren können.

Nachbeben

Magnitude der Erdbeben in Mittelitalien vom August und Oktober 2016 und Januar 2017 und der Nachbeben (die nach dem hier gezeigten Zeitraum weiter auftraten)

Ein Nachbeben ist ein Erdbeben, das nach einem vorangegangenen Erdbeben, dem Hauptbeben, auftritt. Schnelle Spannungswechsel zwischen den Gesteinen und die Spannung durch das ursprüngliche Erdbeben sind die Hauptursachen für diese Nachbeben, zusammen mit der Kruste um die gebrochene Verwerfungsebene , die sich an die Auswirkungen des Hauptbebens anpasst. Ein Nachbeben ist in der gleichen Region wie das Hauptbeben, aber immer von geringerer Stärke, kann aber dennoch stark genug sein, um noch mehr Schaden an Gebäuden zu verursachen, die bereits zuvor durch das ursprüngliche Beben beschädigt wurden. Wenn ein Nachbeben größer als das Hauptbeben ist, wird das Nachbeben als Hauptbeben und das ursprüngliche Hauptbeben als Vorbeben umbenannt . Nachbeben entstehen, wenn sich die Kruste um die verschobene Verwerfungsebene an die Auswirkungen des Hauptbebens anpasst.

Erdbebenschwärme

Erdbebenschwärme sind Folgen von Erdbeben, die in einem bestimmten Gebiet innerhalb kurzer Zeit auftreten. Sie unterscheiden sich von Erdbeben, denen eine Reihe von Nachbeben folgt , durch die Tatsache, dass kein einzelnes Erdbeben in der Folge offensichtlich der Hauptschock ist, sodass keines eine bemerkenswert höhere Magnitude als ein anderes hat. Ein Beispiel für einen Erdbebenschwarm ist die Aktivität von 2004 im Yellowstone-Nationalpark . Im August 2012 erschütterte ein Erdbebenschwarm das südkalifornische Imperial Valley und zeigte die meisten aufgezeichneten Aktivitäten in der Region seit den 1970er Jahren.

Manchmal tritt eine Reihe von Erdbeben in einem sogenannten Erdbebensturm auf, bei dem die Erdbeben eine Verwerfung in Clustern treffen, die jeweils durch das Schütteln oder die Spannungsumverteilung der vorherigen Erdbeben ausgelöst werden. Ähnlich wie Nachbeben , aber auf angrenzenden Verwerfungssegmenten, treten diese Stürme im Laufe der Jahre auf, und einige der späteren Erdbeben sind genauso schädlich wie die frühen. Ein solches Muster wurde in der Folge von etwa einem Dutzend Erdbeben beobachtet, die im 20. Jahrhundert die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei trafen, und wurde für ältere anomale Cluster großer Erdbeben im Nahen Osten gefolgert.

Intensität von Erdbeben und Stärke von Erdbeben

Das Beben oder Beben der Erde ist ein weit verbreitetes Phänomen, das den Menschen zweifellos seit frühester Zeit bekannt ist. Vor der Entwicklung von Beschleunigungsmessern für starke Bewegungen , die Spitzengeschwindigkeit und -beschleunigung über Grund direkt messen können, wurde die Intensität der Erdbeben basierend auf den beobachteten Effekten abgeschätzt, die auf verschiedenen seismischen Intensitätsskalen kategorisiert wurden . Erst im letzten Jahrhundert wurde die Quelle solcher Erschütterungen als Brüche in der Erdkruste identifiziert, wobei die Intensität der Erschütterungen an einem beliebigen Ort nicht nur von den örtlichen Bodenbedingungen, sondern auch von der Stärke oder dem Ausmaß des Bruchs und von seiner Stärke abhängt Distanz.

Die erste Skala zur Messung der Erdbebenmagnitude wurde 1935 von Charles F. Richter entwickelt . Nachfolgende Skalen (siehe seismische Magnitudenskalen ) haben ein Schlüsselmerkmal beibehalten, wobei jede Einheit einen zehnfachen Unterschied in der Amplitude der Bodenerschütterung und eine 32 darstellt -facher Energieunterschied. Nachfolgende Skalen werden ebenfalls so angepasst, dass sie innerhalb der Grenzen der Skala ungefähr denselben numerischen Wert haben.

Obwohl die Massenmedien Erdbebenstärken üblicherweise als "Richter-Magnitude" oder "Richter-Skala" angeben, ist es Standardpraxis der meisten seismologischen Behörden, die Stärke eines Erdbebens auf der Moment-Magnituden - Skala auszudrücken, die auf der tatsächlichen Energie basiert, die durch ein Erdbeben freigesetzt wird.

Häufigkeit des Auftretens

Es wird geschätzt, dass jedes Jahr etwa 500.000 Erdbeben auftreten, die mit der derzeitigen Instrumentierung nachweisbar sind. Etwa 100.000 davon sind zu spüren. Kleinere Erdbeben ereignen sich fast ständig auf der ganzen Welt an Orten wie Kalifornien und Alaska in den USA sowie in El Salvador, Mexiko, Guatemala, Chile, Peru, Indonesien, den Philippinen, Iran, Pakistan, den Azoren in Portugal, der Türkei und New Seeland, Griechenland, Italien, Indien, Nepal und Japan. Größere Erdbeben treten seltener auf, da das Verhältnis exponentiell ist ; Beispielsweise ereignen sich in einem bestimmten Zeitraum ungefähr zehnmal so viele Erdbeben mit einer Stärke von mehr als 4 wie Erdbeben mit einer Stärke von mehr als 5. Im Vereinigten Königreich (mit geringer Seismizität) wurde beispielsweise berechnet, dass die durchschnittlichen Wiederholungen: ein Erdbeben sind 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 Jahre. Dies ist ein Beispiel für das Gutenberg-Richter-Gesetz .

Das Erdbeben und der Tsunami von Messina kosteten am 28. Dezember 1908 in Sizilien und Kalabrien bis zu 200.000 Menschen das Leben .

Die Zahl der seismischen Stationen hat sich von etwa 350 im Jahr 1931 auf heute viele Tausend erhöht. Infolgedessen werden viel mehr Erdbeben gemeldet als in der Vergangenheit, aber dies ist eher auf die enorme Verbesserung der Instrumentierung als auf eine Zunahme der Anzahl von Erdbeben zurückzuführen. Der United States Geological Survey schätzt, dass es seit 1900 durchschnittlich 18 schwere Erdbeben (Stärke 7,0–7,9) und ein großes Erdbeben (Stärke 8,0 oder mehr) pro Jahr gegeben hat und dass dieser Durchschnitt relativ stabil war. In den letzten Jahren ist die Anzahl schwerer Erdbeben pro Jahr zurückgegangen, wobei dies wahrscheinlich eher eine statistische Schwankung als ein systematischer Trend ist. Ausführlichere Statistiken über die Größe und Häufigkeit von Erdbeben sind beim United States Geological Survey (USGS) erhältlich. In jüngster Zeit wurde ein Anstieg der Anzahl schwerer Erdbeben festgestellt, was durch ein zyklisches Muster von Perioden intensiver tektonischer Aktivität erklärt werden könnte, die von längeren Perioden geringer Intensität durchsetzt sind. Genaue Aufzeichnungen von Erdbeben begannen jedoch erst in den frühen 1900er Jahren, so dass es zu früh ist, dies kategorisch zu behaupten.

Die meisten Erdbeben der Welt (90 % und 81 % der größten) ereignen sich in der 40.000 Kilometer langen, hufeisenförmigen Zone, die als zirkumpazifischer seismischer Gürtel bezeichnet wird, der als Pazifischer Feuerring bekannt ist. die zum größten Teil die pazifische Platte begrenzt . Massive Erdbeben treten tendenziell auch an anderen Plattengrenzen auf, beispielsweise entlang des Himalaya-Gebirges .

Angesichts des schnellen Wachstums von Megastädten wie Mexiko-Stadt, Tokio und Teheran in Gebieten mit hohem seismischen Risiko warnen einige Seismologen davor, dass ein einziges Beben bis zu drei Millionen Menschenleben fordern kann.

Induzierte Seismizität

Während die meisten Erdbeben durch die Bewegung der tektonischen Platten der Erde verursacht werden , können auch menschliche Aktivitäten Erdbeben hervorrufen. Sowohl ober- als auch unterirdische Aktivitäten können die Spannungen und Belastungen der Kruste verändern, einschließlich des Baus von Reservoirs, der Gewinnung von Ressourcen wie Kohle oder Öl und der unterirdischen Injektion von Flüssigkeiten zur Abfallentsorgung oder zum Fracking . Die meisten dieser Erdbeben haben kleine Magnituden. Es wird angenommen, dass das Erdbeben in Oklahoma 2011 mit einer Stärke von 5,7 durch die Entsorgung von Abwasser aus der Ölförderung in Injektionsbohrungen verursacht wurde , und Studien weisen darauf hin, dass die Ölindustrie des Staates die Ursache für andere Erdbeben im vergangenen Jahrhundert war. Ein Papier der Columbia University deutete an, dass das Erdbeben in Sichuan mit einer Stärke von 8,0 im Jahr 2008 durch die Belastung durch den Zipingpu-Staudamm verursacht wurde, obwohl die Verbindung nicht endgültig bewiesen wurde.

Erdbeben messen und lokalisieren

Die instrumentellen Skalen zur Beschreibung der Größe eines Erdbebens begannen in den 1930er Jahren mit der Richter-Magnitudenskala . Es ist eine relativ einfache Messung der Amplitude eines Ereignisses, und seine Verwendung ist im 21. Jahrhundert minimal geworden. Seismische Wellen breiten sich im Erdinneren aus und können von Seismometern auf große Entfernung aufgezeichnet werden. Die Magnitude der Oberflächenwelle wurde in den 1950er Jahren entwickelt, um entfernte Erdbeben zu messen und die Genauigkeit bei größeren Ereignissen zu verbessern. Die Moment-Magnituden-Skala misst nicht nur die Amplitude des Schocks, sondern berücksichtigt auch das seismische Moment (Gesamtbruchfläche, durchschnittliche Verschiebung der Störung und Steifigkeit des Gesteins). Die seismische Intensitätsskala der Japan Meteorological Agency , die Medvedev-Sponheuer-Karnik-Skala und die Mercalli-Intensitätsskala basieren auf den beobachteten Effekten und beziehen sich auf die Intensität des Schüttelns.

Jedes Zittern erzeugt verschiedene Arten von seismischen Wellen, die sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten durch das Gestein ausbreiten:

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit der seismischen Wellen durch festes Gestein reicht von ca. 3 km/s (1,9 mi/s) bis 13 km/s (8,1 mi/s), je nach Dichte und Elastizität des Mediums. Im Erdinneren breiten sich die Schock- oder P-Wellen viel schneller aus als die S-Wellen (ca. Verhältnis 1,7:1). Die Laufzeitunterschiede vom Epizentrum zum Observatorium sind ein Maß für die Entfernung und können verwendet werden, um sowohl Bebenquellen als auch Strukturen innerhalb der Erde abzubilden. Auch die Tiefe des Hypozentrums kann grob berechnet werden.

In der oberen Kruste bewegen sich P-Wellen in Böden und nicht konsolidierten Sedimenten im Bereich von 2 bis 3 km (1,2 bis 1,9 Meilen) pro Sekunde (oder weniger) und steigen im Feststoff auf 3 bis 6 km (1,9 bis 3,7 Meilen) pro Sekunde an Felsen. In der unteren Kruste bewegen sie sich mit etwa 6–7 km (3,7–4,3 mi) pro Sekunde fort; Die Geschwindigkeit steigt innerhalb des tiefen Mantels auf etwa 13 km (8,1 mi) pro Sekunde an. Die Geschwindigkeit von 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. Die ersten Wellen eines fernen Erdbebens erreichen so über den Erdmantel ein Observatorium.

Im Durchschnitt entspricht der Kilometerabstand zum Erdbeben der Anzahl der Sekunden zwischen den P- und S-Wellenzeiten 8 . Geringfügige Abweichungen werden durch Inhomogenitäten der Untergrundstruktur verursacht. Durch solche Analysen von Seismogrammen wurde der Erdkern 1913 von Beno Gutenberg lokalisiert .

S-Wellen und später eintreffende Oberflächenwellen richten im Vergleich zu P-Wellen den größten Schaden an. P-Wellen quetschen und erweitern das Material in die gleiche Richtung, in der sie sich bewegen, während S-Wellen den Boden auf und ab und vor und zurück erschüttern.

Erdbeben werden nicht nur nach ihrer Stärke kategorisiert, sondern auch nach dem Ort, an dem sie auftreten. Die Welt ist in 754 Flinn-Engdahl-Regionen (FE-Regionen) unterteilt, die auf politischen und geografischen Grenzen sowie auf seismischer Aktivität basieren. Aktivere Zonen werden in kleinere FE-Gebiete unterteilt, während weniger aktive Zonen zu größeren FE-Gebieten gehören.

Die Standardberichterstattung über Erdbeben umfasst die Stärke , das Datum und die Uhrzeit des Auftretens, die geografischen Koordinaten des Epizentrums , die Tiefe des Epizentrums, die geografische Region, die Entfernungen zu Bevölkerungszentren, die Standortunsicherheit und mehrere Parameter, die in den USGS-Erdbebenberichten enthalten sind (Anzahl der meldenden Stationen). , Anzahl der Beobachtungen usw.) und eine eindeutige Ereignis-ID.

Obwohl relativ langsame seismische Wellen traditionell zur Erkennung von Erdbeben verwendet wurden, erkannten Wissenschaftler im Jahr 2016, dass Gravitationsmessungen eine sofortige Erkennung von Erdbeben ermöglichen könnten, und bestätigten dies durch die Analyse von Gravitationsaufzeichnungen im Zusammenhang mit dem Tohoku-Oki- Erdbeben ("Fukushima") von 2011.

Auswirkungen von Erdbeben

Kupferstich von 1755, der Lissabon in Trümmern und Flammen nach dem Erdbeben von 1755 in Lissabon darstellt , bei dem schätzungsweise 60.000 Menschen ums Leben kamen. Ein Tsunami überwältigt die Schiffe im Hafen.

Die Auswirkungen von Erdbeben umfassen unter anderem Folgendes:

Schütteln und Bodenbruch

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

Erschütterungen und Bodenbrüche sind die Hauptwirkungen von Erdbeben, die hauptsächlich zu mehr oder weniger schweren Schäden an Gebäuden und anderen starren Strukturen führen. Die Schwere der lokalen Auswirkungen hängt von der komplexen Kombination der Erdbebenstärke , der Entfernung vom Epizentrum und den örtlichen geologischen und geomorphologischen Bedingungen ab, die die Wellenausbreitung verstärken oder verringern können . Die Bodenerschütterung wird durch die Bodenbeschleunigung gemessen .

Spezifische lokale geologische, geomorphologische und geostrukturelle Merkmale können selbst bei Erdbeben geringer Intensität starke Erschütterungen an der Erdoberfläche hervorrufen. Dieser Effekt wird als Standort- oder lokale Verstärkung bezeichnet. Dies ist hauptsächlich auf die Übertragung der seismischen Bewegung von harten tiefen Böden auf weiche oberflächliche Böden und Effekte der seismischen Energiefokussierung aufgrund der typischen geometrischen Anordnung der Ablagerungen zurückzuführen.

Erdbruch ist ein sichtbarer Bruch und eine Verschiebung der Erdoberfläche entlang der Störungsspur, die bei großen Erdbeben in der Größenordnung von mehreren Metern liegen kann. Bodenbruch ist ein großes Risiko für große Ingenieurbauwerke wie Dämme , Brücken und Kernkraftwerke und erfordert eine sorgfältige Kartierung bestehender Verwerfungen, um solche zu identifizieren, die wahrscheinlich die Bodenoberfläche während der Lebensdauer des Bauwerks durchbrechen.

Bodenverflüssigung

Bodenverflüssigung tritt auf, wenn wassergesättigtes körniges Material (z. B. Sand) durch Erschütterungen vorübergehend seine Festigkeit verliert und sich von fest in flüssig umwandelt. Die Bodenverflüssigung kann dazu führen, dass starre Strukturen wie Gebäude und Brücken kippen oder in die verflüssigten Ablagerungen einsinken. Beim Erdbeben in Alaska im Jahr 1964 beispielsweise führte die Bodenverflüssigung dazu, dass viele Gebäude in den Boden einsanken und schließlich in sich zusammenstürzten.

Menschliche Auswirkungen

Ruinen des Għajn Ħadid-Turms , der 1856 bei einem Erdbeben einstürzte

Ein Erdbeben kann Verletzungen und Todesfälle, Straßen- und Brückenschäden, allgemeine Sachschäden und den Einsturz oder die Destabilisierung (die möglicherweise zu einem zukünftigen Einsturz führt) von Gebäuden verursachen. Die Nachwirkungen können Krankheiten, Mangel an Grundbedürfnissen, psychische Folgen wie Panikattacken, Depressionen für die Überlebenden und höhere Versicherungsprämien mit sich bringen.

Erdrutsche

Erdbeben können Hanginstabilitäten erzeugen, die zu Erdrutschen führen, einer großen geologischen Gefahr. Die Erdrutschgefahr kann bestehen bleiben, während die Einsatzkräfte eine Rettung versuchen.

Feuer

Brände des Erdbebens von 1906 in San Francisco

Erdbeben können Brände verursachen, indem Strom- oder Gasleitungen beschädigt werden. Bei Wasserleitungsbruch und Druckverlust kann es zudem schwierig werden, die Ausbreitung eines Feuers im Brandfall zu stoppen. Beispielsweise wurden beim Erdbeben in San Francisco im Jahr 1906 mehr Todesfälle durch Feuer verursacht als durch das Erdbeben selbst.

Tsunami

Tsunamis sind langwellige, langperiodische Meereswellen, die durch die plötzliche oder abrupte Bewegung großer Wassermengen entstehen – einschließlich Erdbeben auf See . Im offenen Ozean kann der Abstand zwischen Wellenbergen 100 Kilometer (62 Meilen) überschreiten, und die Wellenperioden können zwischen fünf Minuten und einer Stunde variieren. Solche Tsunamis bewegen sich je nach Wassertiefe mit 600–800 Kilometern pro Stunde (373–497 Meilen pro Stunde). Große Wellen, die durch ein Erdbeben oder einen unterseeischen Erdrutsch erzeugt werden, können innerhalb weniger Minuten nahe gelegene Küstengebiete überfluten. Tsunamis können auch Tausende von Kilometern über den offenen Ozean reisen und Stunden nach dem Erdbeben, das sie ausgelöst hat, an fernen Küsten Zerstörung anrichten.

Normalerweise verursachen Subduktionsbeben unter einer Stärke von 7,5 keine Tsunamis, obwohl einige Fälle davon aufgezeichnet wurden. Die meisten zerstörerischen Tsunamis werden durch Erdbeben der Stärke 7,5 oder mehr verursacht.

Überschwemmungen

Überschwemmungen können Folgeerscheinungen von Erdbeben sein, wenn Dämme beschädigt werden. Erdbeben können Erdrutsche verursachen, um Flüsse zu stauen, die einstürzen und Überschwemmungen verursachen.

Das Gelände unterhalb des Sarez-Sees in Tadschikistan ist von katastrophalen Überschwemmungen bedroht, wenn der durch das Erdbeben entstandene Erdrutschdamm , bekannt als Usoi-Staudamm , bei einem künftigen Erdbeben versagen sollte. Schätzungen zufolge könnten etwa 5 Millionen Menschen von der Flut betroffen sein.

Große Erdbeben

Erdbeben (M6.0+) seit 1900 bis 2017
Erdbeben der Stärke 8,0 und größer von 1900 bis 2018. Die scheinbaren 3D-Volumen der Blasen sind linear proportional zu ihren jeweiligen Todesopfern.

Eines der verheerendsten Erdbeben in der aufgezeichneten Geschichte war das Shaanxi-Erdbeben von 1556 , das sich am 23. Januar 1556 in Shaanxi , China, ereignete. Mehr als 830.000 Menschen starben. Die meisten Häuser in der Gegend waren Yaodongs – Behausungen, die in Lösshänge gehauen wurden – und viele Opfer wurden getötet, als diese Gebäude einstürzten. Das Erdbeben von Tangshan im Jahr 1976 , bei dem zwischen 240.000 und 655.000 Menschen ums Leben kamen, war das tödlichste des 20. Jahrhunderts.

Das chilenische Erdbeben von 1960 ist das größte Erdbeben, das mit einem Seismographen gemessen wurde und erreichte am 22. Mai 1960 eine Stärke von 9,5. Sein Epizentrum lag in der Nähe von Cañete, Chile. Die freigesetzte Energie war ungefähr doppelt so hoch wie die des nächststärksten Erdbebens, des Karfreitagsbebens (27. März 1964), das seinen Mittelpunkt im Prinz-William-Sund in Alaska hatte. Die zehn größten aufgezeichneten Erdbeben waren alle Megathrust-Erdbeben ; Von diesen zehn ist jedoch nur das Erdbeben im Indischen Ozean von 2004 gleichzeitig eines der tödlichsten Erdbeben der Geschichte.

Erdbeben, die den größten Verlust an Menschenleben verursachten, waren zwar stark, aber aufgrund ihrer Nähe zu dicht besiedelten Gebieten oder dem Ozean tödlich, wo Erdbeben oft Tsunamis auslösen , die Tausende von Kilometern entfernte Gemeinden verwüsten können. Zu den Regionen mit dem größten Risiko für große Verluste an Menschenleben gehören diejenigen, in denen Erdbeben relativ selten, aber stark sind, und arme Regionen mit laxen, nicht durchgesetzten oder nicht vorhandenen seismischen Bauvorschriften.

Vorhersage

Die Erdbebenvorhersage ist ein Zweig der Wissenschaft der Seismologie , der sich mit der Spezifikation von Zeit, Ort und Stärke zukünftiger Erdbeben innerhalb festgelegter Grenzen befasst. Es wurden viele Methoden entwickelt, um die Zeit und den Ort vorherzusagen, an denen Erdbeben auftreten werden. Wissenschaftlich reproduzierbare Vorhersagen zu einem bestimmten Tag oder Monat sind trotz erheblicher Forschungsanstrengungen von Seismologen noch nicht möglich.

Prognose

Während die Vorhersage normalerweise als eine Art Vorhersage angesehen wird, wird die Erdbebenvorhersage oft von der Erdbebenvorhersage unterschieden . Die Erdbebenvorhersage befasst sich mit der probabilistischen Bewertung der allgemeinen Erdbebengefahr, einschließlich der Häufigkeit und Stärke schädlicher Erdbeben in einem bestimmten Gebiet über Jahre oder Jahrzehnte. Für gut verstandene Fehler kann die Wahrscheinlichkeit geschätzt werden, dass ein Segment in den nächsten Jahrzehnten brechen wird.

Es wurden Erdbebenwarnsysteme entwickelt, die eine regionale Benachrichtigung über ein laufendes Erdbeben liefern können, aber bevor die Bodenoberfläche begonnen hat, sich zu bewegen, was es möglicherweise Menschen innerhalb der Reichweite des Systems ermöglicht, Schutz zu suchen, bevor die Auswirkungen des Erdbebens zu spüren sind.

Bereitschaft

Das Ziel des Erdbebeningenieurwesens besteht darin, die Auswirkungen von Erdbeben auf Gebäude und andere Bauwerke vorherzusehen und solche Bauwerke so zu entwerfen, dass das Schadensrisiko minimiert wird. Bestehende Strukturen können durch seismische Nachrüstung modifiziert werden , um ihre Widerstandsfähigkeit gegen Erdbeben zu verbessern. Eine Erdbebenversicherung kann Gebäudeeigentümer finanziell vor Schäden durch Erdbeben schützen. Notfallmanagementstrategien können von einer Regierung oder Organisation eingesetzt werden, um Risiken zu mindern und sich auf Konsequenzen vorzubereiten.

Künstliche Intelligenz kann bei der Bewertung von Gebäuden und der Planung von Vorsorgemaßnahmen helfen: Das Igor -Expertensystem ist Teil eines mobilen Labors, das die Verfahren zur seismischen Bewertung von Mauerwerksgebäuden und die Planung von Nachrüstungen an ihnen unterstützt. Es wurde erfolgreich zur Bewertung von Gebäuden in Lissabon , Rhodos und Neapel eingesetzt .

Einzelpersonen können auch Vorsorgemaßnahmen ergreifen, wie z. B. das Sichern von Warmwasserbereitern und schweren Gegenständen, die jemanden verletzen könnten, das Auffinden von Absperrungen für Versorgungsunternehmen und die Aufklärung darüber, was zu tun ist, wenn das Schütteln beginnt. Für Gebiete in der Nähe großer Gewässer umfasst die Erdbebenvorsorge die Möglichkeit eines Tsunamis , der durch ein großes Beben verursacht wird.

Historische Ansichten

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

Von der Lebenszeit des griechischen Philosophen Anaxagoras im 5. Jahrhundert v. Chr. bis zum 14. Jahrhundert n. Chr. wurden Erdbeben normalerweise der „Luft (Dämpfe) in den Hohlräumen der Erde“ zugeschrieben. Thales von Milet (625–547 v. Chr.) war die einzige dokumentierte Person, die glaubte, dass Erdbeben durch Spannungen zwischen Erde und Wasser verursacht wurden. Es gab andere Theorien, darunter die Überzeugung des griechischen Philosophen Anaxamines (585–526 v. Chr.), dass kurze Trockenheits- und Nässeepisoden mit Gefällen seismische Aktivitäten verursachten. Der griechische Philosoph Demokrit (460–371 v. Chr.) machte Wasser im Allgemeinen für Erdbeben verantwortlich. Plinius der Ältere nannte Erdbeben „unterirdische Gewitter“.

Aktuelle Studien

In neueren Studien behaupten Geologen, dass die globale Erwärmung einer der Gründe für die erhöhte seismische Aktivität ist. Demnach stören schmelzende Gletscher und steigende Meeresspiegel das Druckgleichgewicht auf den tektonischen Platten der Erde, wodurch die Häufigkeit und Intensität von Erdbeben zunimmt.

In der Kultur

Mythologie und Religion

In der nordischen Mythologie wurden Erdbeben als das heftige Ringen des Gottes Loki erklärt . Als Loki, der Gott des Unheils und des Streits, Baldr , den Gott der Schönheit und des Lichts, ermordete, wurde er damit bestraft, dass er in einer Höhle gefesselt wurde, wobei eine giftige Schlange über seinem Kopf platziert wurde, von der Gift tropfte. Lokis Frau Sigyn stand mit einer Schüssel neben ihm, um das Gift aufzufangen, aber jedes Mal, wenn sie die Schüssel leeren musste, tropfte das Gift auf Lokis Gesicht und zwang ihn, seinen Kopf wegzureißen und gegen seine Fesseln zu schlagen, was die Erde zum Zittern brachte.

In der griechischen Mythologie war Poseidon der Verursacher und Gott von Erdbeben. Wenn er schlechte Laune hatte, schlug er mit einem Dreizack auf den Boden und verursachte Erdbeben und andere Katastrophen. Er benutzte auch Erdbeben, um Menschen als Rache zu bestrafen und ihnen Angst zuzufügen.

In der japanischen Mythologie ist Namazu (鯰) ein riesiger Wels , der Erdbeben verursacht. Namazu lebt im Schlamm unter der Erde und wird vom Gott Kashima bewacht , der den Fisch mit einem Stein zurückhält. Als Kashima seine Deckung fallen lässt, schlägt Namazu um sich und verursacht heftige Erdbeben.

In der Populärkultur

In der modernen Populärkultur ist die Darstellung von Erdbeben geprägt von der Erinnerung an verwüstete Großstädte wie Kobe 1995 oder San Francisco 1906 . Fiktive Erdbeben treten in der Regel plötzlich und ohne Vorwarnung auf. Aus diesem Grund beginnen Geschichten über Erdbeben in der Regel mit der Katastrophe und konzentrieren sich auf ihre unmittelbaren Folgen, wie in Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) oder Aftershock: Earthquake in New York (1999). Ein bemerkenswertes Beispiel ist Heinrich von Kleists klassische Novelle Das Erdbeben in Chile , die die Zerstörung Santiagos im Jahr 1647 beschreibt. Haruki Murakamis Kurzgeschichtensammlung After the Quake schildert die Folgen des Erdbebens von Kobe im Jahr 1995.

Das beliebteste einzelne Erdbeben in der Fiktion ist das hypothetische „Big One“, das eines Tages von der kalifornischen San-Andreas-Verwerfung erwartet wird, wie unter anderem in den Romanen Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) und San Andreas (2015) dargestellt andere Arbeiten. Jacob M. Appels weithin anthologisierte Kurzgeschichte A Comparative Seismology zeigt einen Betrüger, der eine ältere Frau davon überzeugt, dass ein apokalyptisches Erdbeben unmittelbar bevorsteht.

Zeitgenössische Darstellungen von Erdbeben in Filmen sind unterschiedlich in der Art und Weise, in der sie menschliche psychologische Reaktionen auf das tatsächliche Trauma widerspiegeln, das direkt betroffenen Familien und ihren Angehörigen zugefügt werden kann. Die Forschung zur Reaktion auf psychische Gesundheit bei Katastrophen betont die Notwendigkeit, sich der unterschiedlichen Rollen bewusst zu sein, die der Verlust von Familienmitgliedern und wichtigen Gemeinschaftsmitgliedern, der Verlust des Zuhauses und der vertrauten Umgebung, der Verlust wesentlicher Versorgungsgüter und Dienstleistungen zur Aufrechterhaltung des Überlebens haben. Besonders für Kinder hat sich gezeigt, dass die klare Verfügbarkeit von fürsorglichen Erwachsenen, die in der Lage sind, sie nach dem Erdbeben zu schützen, zu ernähren und zu kleiden, und ihnen hilft, das, was ihnen widerfahren ist, zu verstehen, für ihre emotionale und körperliche noch wichtiger ist Gesundheit als das bloße Geben von Lebensmitteln. Wie nach anderen Katastrophen mit Zerstörung und Verlust von Menschenleben und deren medialer Darstellung, zuletzt beim Erdbeben in Haiti 2010 , ist es auch wichtig, die Reaktionen auf Verlust und Vertreibung oder Störung der staatlichen Verwaltung und Dienstleistungen nicht zu pathologisieren, sondern zu validieren diese Reaktionen, um eine konstruktive Problemlösung und Reflexion darüber zu unterstützen, wie man die Bedingungen der Betroffenen verbessern könnte.

Siehe auch

Verweise

Quellen

Externe Links