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4.3.1: Warum treten Erdbeben auf? - Geowissenschaften


Was bewirkt, dass sich die scheinbar feste und starre Erde bewegt und so ein Erdbeben erzeugt? Erdbeben treten hauptsächlich auf, wenn sich die verschiedenen Blöcke oder Platten, aus denen sich die Erdoberfläche zusammensetzt, relativ zueinander bewegen (Abbildung 3.1.1a), wodurch das Gestein verzerrt wird (Abbildung 3.1.1b). Die Pause heißt a Fehler. Sie beginnt als kleine Fraktur (Abbildung 3.1.1c), wächst aber schnell (Abbildung 3.1.1d). Die Verwerfungslänge (die Länge des Bruchs, entlang dem Gesteine ​​verschoben werden) kann von Metern für ein kleines Erdbeben bis zu etwa 1 000 km für ein sehr großes Erdbeben variieren.

Abbildung 3.1.1 Die Ursache eines Erdbebens

Abbildung 3.1.1 oben zeigt die Ursache eines Erdbebens unter Verwendung von Blockschaltbilder, die sowohl die Erdoberfläche als auch die Erde im Querschnitt darstellt.

  • (a) Teil der Erde, in dem Kräfte (durch Pfeile angezeigt) versuchen, das Gestein in entgegengesetzte Richtungen zu bewegen.

  • (b) Bevor eine Störung bricht, dehnen sich die Felsen.

  • (c) Wenn die Verzerrung ausreicht, um das Gestein zum Brechen zu bringen, beginnt der Bruch an einem Punkt

  • (d) Der Bruch breitet sich schnell entlang der Verwerfung aus und setzt Energie frei. Beachten Sie, dass Verwerfungen nicht immer vertikal verlaufen und die Kräfte, die Bewegungen verursachen, manchmal dazu führen können, dass sich die Gesteine ​​auf beiden Seiten der Verwerfung nach oben oder unten bewegen.

Wie lauten die relativen Bewegungsrichtungen der Blöcke auf beiden Seiten der Verwerfung?

Antworten

  1. Die Flüsse und einige Straßen wurden über die Verwerfung verschoben, was das lineare Merkmal ist, das von oben nach unten auf dem Foto verläuft.

  2. Der linke Block (Südwesten) hat sich entlang der Verwerfung nach Nordwesten bewegt, und der rechte Block (Nordosten) hat sich in die entgegengesetzte Richtung nach Südosten bewegt. Dies wird aus dem Gefühl der Verschiebung der Flüsse und Straßen über die Verwerfung abgeleitet.

Was ist der wahre Ursprungsort eines Erdbebens? Wenn sich der anfängliche Bruch ausbreitet, wird Energie entlang der Verwerfung freigesetzt, sodass das Erdbeben gewissermaßen von der gesamten Verwerfung ausgeht – die 1 000 km lang sein kann. Es ist jedoch sinnvoll, einen Teil der Verwerfung als Ursprungsort eines Erdbebens zu bezeichnen, und dies wird als anfänglicher Bruch angesehen. Es heißt die Fokus (Plural Brennpunkte) des Erdbebens. Dies ist normalerweise unterhalb (nicht an) der Erdoberfläche. Der Punkt auf der Erdoberfläche direkt über dem Brennpunkt wird als bezeichnet Epizentrum (Abbildung 3.1.3).

Abbildung 3.1.3 Der Fokus und das Epizentrum eines Erdbebens.

Auf ein großes Erdbeben folgt häufig eine Reihe kleinerer Erdbeben auf derselben Verwerfung, die als Nachbeben bezeichnet werden. Diese können nach dem Hauptbeben noch Monate andauern. Sie werden durch die Neujustierung der Gesteinspositionen nach dem Hauptbeben verursacht, wodurch kleinere, lokalisierte Energiestaus an der Verwerfung freigesetzt werden. Manchmal gehen dem Hauptbeben ein oder mehrere kleinere Vorbeben voraus, die jedoch erst nach Auftreten des Hauptbebens als Vorbeben identifiziert werden können.

Ein Erdbeben in Kalifornien im Jahr 1989 hatte eine Folge von Nachbeben, die die Größe und Ausrichtung der Verwerfung offenbarten. Dieses Erdbeben ereignete sich am 17. Oktober 1989 mit dem Epizentrum etwa 100 km südöstlich von San Francisco und wird nach dem Berg östlich des Epizentrums normalerweise als "Loma Prieta-Erdbeben" bezeichnet. Das Erdbeben beinhaltete eine Bewegung auf einer etwa 40 km langen Verwerfung. Es war groß genug, um nicht nur in der nahegelegenen Stadt Santa Cruz, sondern auch in San Francisco und Umgebung Zerstörungen anzurichten, wo einige Gebäude, Brücken und erhöhte Straßen einstürzten.

Abbildung 3.1.4a ist eine epizentrale Karte (eine Karte, die die Lage der Epizentren zeigt) für das Erdbeben von Loma Prieta und seine Nachbeben. Das Erdbeben und die Nachbeben ereigneten sich entlang einer bekannten Verwerfung in Kalifornien - der San-Andreas-Verwerfung (siehe Abbildung 3.1.3). Abbildung 3.1.4b ist ein vertikaler Querschnitt dieses Bereichs entlang der Verwerfung von Punkt B zu Punkt B′ in Abbildung 3.1.4a. Dies zeigt die Positionen und Tiefe des Erdbebens und der Nachbeben, also deren Brennpunkte.

  • Über welche Fehlerdauer traten die Nachbeben auf?

  • Über etwa 70 km.

  • Wie tief war das Hauptbeben und wie hoch war die maximale Nachbebentiefe?

  • Das Hauptbeben hatte eine Tiefe von 17 km und die maximale Tiefe der Nachbeben betrug 21 km.

Abbildung 3.1.4c ist ein Querschnitt, der die Brennpunkte auf der Verwerfung unterhalb der Linie zeigt, die den Punkt C mit dem Punkt C′ in Abbildung 3.1.4a verbindet.

  • Ist der Fehler vertikal?

  • Nein. Die Erdbebenherde werden nach Südwesten tiefer, was darauf hindeutet, dass die Verwerfung nach Südwesten abfällt (etwa 25° zur Senkrechten).

Abbildung 3.1.4 (a) Epizentrale Karte und (b) und (c) Querschnitte, die die Brennpunkte für das Hauptbeben und die Nachbeben des Erdbebens von Loma Prieta, Kalifornien, 1989, zeigen. BB′ und CC′ auf (a) sind die Lagen der Querschnitte in (b) und (c), die Brennpunkte parallel (in einer Linie mit) und senkrecht (im rechten Winkel zu) der Verwerfung zeigen. Größere Erdbeben werden durch größere rote Punkte angezeigt.

Die San-Andreas-Verwerfung ist die größte und möglicherweise aktivste von vielen Verwerfungen in Kalifornien. Neben dem Erdbeben von Loma Prieta hat die Bewegung entlang der Verwerfung andere große Erdbeben verursacht, darunter ein schweres Erdbeben in San Francisco im Jahr 1906. Dies führte zur fast vollständigen Zerstörung der Stadt durch einen Brand nach dem Bruch der Gasleitungen; Ein Bruch der Wasserleitung machte es unmöglich, die Brände zu löschen. Das Land westlich der Verwerfung bewegte sich während dieses Erdbebens relativ zur anderen Seite um bis zu 6 m nach Norden.

Jetzt wissen wir etwas mehr über die Ursachen von Erdbeben und können zum ersten Erdbeben, das wir betrachteten (Kobe, 1995), zurückkehren, um es in Bezug auf die Bewegung entlang einer Verwerfung zu betrachten. Das Epizentrum lag etwa 30 km südwestlich der Stadt Kobe (Abbildung 3.1.5). Die Felsen bewegten sich horizontal bis zu 1,5 m über eine 10 km lange Nordost-Südwest-Verwerfung entlang der Nordküste der Insel Awaji. Auf dieser Verwerfung und im Nordosten über etwa 50 km kam es zu Nachbeben. Das einzige zuvor aufgezeichnete signifikante Erdbeben entlang dieser Verwerfung war 1916 und das war viel kleiner als das Erdbeben von 1995. Es wurde angenommen, dass sich die Verwerfung nur sehr langsam bewegt, genug, um alle tausend Jahre oder so ein großes Erdbeben auszulösen. Leider wurde 1995 für Kobe das Jahr unter Tausend.

Abbildung 3.1.5 Die Epizentren des Erdbebens von Kobe 1995 und seiner Nachbeben


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12.1 Was ist ein Erdbeben?

12.1.1 Erdbebenerschütterung kommt von elastischer Verformung De

Erdbeben treten auf, wenn Gestein Brüche (Brüche), was dazu führt, dass sich Gesteine ​​auf einer Seite einer Verwerfung relativ zu den Gesteinen auf der anderen Seite bewegen. Obwohl die Bewegung entlang einer Verwerfung ein Teil des Geschehens ist, wenn ein Erdbeben auftritt, ist es nicht das Gestein, das aneinander vorbeireibt, was die Erschütterung verursacht. Tatsächlich könnte man sagen, dass das Erdbeben passiert, _nachdem _die Gesteine ​​den größten Teil der Verschiebung erfahren haben. Bedenken Sie Folgendes: Wenn Felsen einige Zentimeter oder sogar Meter entlang einer Verwerfung rutschen, würde sich diese Bewegung? allein die unglaublichen Schäden erklären, die manche Erdbeben verursacht haben? Wenn Sie in einem Auto saßen, das plötzlich beschleunigte und dann stoppte, würden Sie einen Ruck spüren. Aber Erdbeben sind kein einziger Ruck. Gebäude können hin und her schwingen, bis sie sich selbst erschüttern, Bahngleise knicken und s-förmig verdrehen und Straßen können wie Wellen auf dem Ozean auf und ab rollen. Bei einem Erdbeben rutscht nicht nur Gestein. Es vibriert auch wie eine gezupfte Gitarrensaite.

Felsen mögen starr erscheinen, können sich jedoch bei Belastung dehnen. Wenn nicht zu viel gedehnt wurde, schnappt ein Stein nach dem Entfernen der Spannung in seine ursprüngliche Form zurück. Eine reversible Verformung heißt elastische Verformung. Gesteine, die über ihre Dehnungsfähigkeit hinaus beansprucht werden, können brechen, wodurch der Rest des Gesteins in seine ursprüngliche Form zurückschnellt. Das Zurückschnappen des Gesteins, das in seine ursprüngliche Form zurückkehrt, führt dazu, dass das Gestein vibriert, und dies verursacht die Erschütterung während eines Erdbebens. Das Zurückschnappen heißt elastischer Rückprall.

Abbildung 12.3 (oben) zeigt diese Abfolge von Ereignissen. Spannung wird auf ein Gestein ausgeübt und verformt es. Das deformierte Gestein bricht und bildet eine Verwerfung. Nach dem Aufbrechen schnappt das Gestein über und unter der Verwerfung wieder in die Form zurück, die es vor der Verformung hatte.

Abbildung 12.3: Elastische Verformung, Bruch und elastische Rückfederung. Oben: Auf ein Gestein ausgeübte Spannung bewirkt, dass es sich durch Dehnung verformt. Wenn die Belastung für das Gestein zu groß wird, reißt es und bildet eine Verwerfung. Der Fels schnappt in einem Prozess, der als elastischer Rückprall bezeichnet wird, in seine ursprüngliche Form zurück. Unten: Auf einer bestehenden Verwerfung verhindern Unebenheiten, dass Felsen auf beiden Seiten der Verwerfung rutschen. Stress verformt das Gestein, bis die Unebenheiten brechen, wodurch die Spannung abgebaut wird und das Gestein in seine ursprüngliche Form zurückspringt. Quelle: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0. Modifiziert nach Steven Earle (2015) CC BY 4.0 Originalansicht.

Brüche können auch entlang vorbestehender Verwerfungen auftreten (Bild 12.3 unten). Die Felsen auf beiden Seiten der Verwerfung sind miteinander verbunden, da Unebenheiten entlang der Verwerfung, genannt Unebenheiten, verhindern, dass sich die Steine ​​relativ zueinander bewegen. Wenn der Stress groß genug ist, um die Unebenheiten zu durchbrechen, können die Felsen auf beiden Seiten der Verwerfung wieder rutschen. Während die Gesteine ​​miteinander verbunden sind, kann Spannung zu elastischen Verformungen führen. Wenn Unebenheiten brechen und die Spannung abbauen, erfahren die Felsen einen elastischen Rückprall und kehren in ihre ursprüngliche Form zurück.

12.1.2 Bruchflächen sind der Ort der Aktion

Bilder wie 12.3 sind nützlich, um elastische Verformungen und Brüche zu veranschaulichen, aber sie können irreführend sein. Der Bruch tritt nicht wie in 12.3 auf, sondern der Block wird durch und durch gerissen. Der Bruch und die Verschiebung erfolgen nur entlang eines Teilabschnitts einer Verwerfung, der als . bezeichnet wird Bruchfläche. In Abbildung 12.4 ist die Bruchfläche der dunkelrosa Fleck. Es nimmt nur einen Teil der Verwerfungsebene (hellrosa). Die Verwerfungsebene stellt die Oberfläche dar, auf der die Verwerfung vorhanden ist und auf der in der Vergangenheit Brüche aufgetreten sind. Obwohl die Verwerfungsebene in Abbildung 12.4 flach gezeichnet ist, sind Verwerfungen nicht wirklich vollkommen flach.

Die Stelle auf der Verwerfungsebene, an der der Bruch stattfindet, wird als . bezeichnet Hypozentrum oder Fokus des Erdbebens (Abbildung 12.4, rechts). Der Ort auf der Erdoberfläche unmittelbar über dem Hypozentrum ist der Epizentrum des Erdbebens.

Abbildung 12.4: Bruchfläche (dunkelrosa), auf einer Verwerfungsebene (hellrosa). Das Diagramm stellt einen Teil der Kruste dar, der Dutzende oder Hunderte von Kilometern lang sein kann. Die Bruchfläche ist der Teil der Verwerfungsebene, entlang dem eine Verschiebung aufgetreten ist. Links: In diesem Beispiel bewegt sich die nahe Seite der Verwerfung nach links, und die Länge der Pfeile innerhalb der Bruchfläche repräsentieren die relativen Verschiebungsbeträge. Farbige Pfeile repräsentieren die Ausbreitung des Versagens auf einer Bruchfläche. In diesem Fall beginnt der Fehler beim dunkelblauen schweren Pfeil und breitet sich nach außen aus, wobei er zuerst die linke Seite (grüne Pfeile) und die rechte Seite zuletzt (gelbe Pfeile) erreicht. Rechts: Der Ort eines Erdbebens kann durch sein Hypozentrum (oder Fokus), den Ort auf der Bruchebene, an dem der Bruch stattfindet, oder durch sein Epizentrum (roter Stern), den Ort über dem Hypozentrum, beschrieben werden. Quelle: Links: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 Quelle anzeigen. Rechts: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0.

Innerhalb der Bruchfläche variiert das Ausmaß der Verschiebung. In Abbildung 12.4 zeigen die größeren Pfeile an, wo mehr Verschiebungen aufgetreten sind, und die kleineren Pfeile, wo weniger Verschiebungen aufgetreten sind. Über den Rand der Bruchfläche hinaus gibt es überhaupt keine Verschiebung. Beachten Sie, dass sich diese spezielle Bruchfläche nicht einmal bis zur Landfläche des Diagramms erstreckt.

Die Größe einer Bruchfläche und das Ausmaß der Verschiebung entlang ihr hängen von einer Reihe von Faktoren ab, einschließlich der Art und Festigkeit des Gesteins und dem Grad, in dem das Gestein zuvor belastet wurde. Die Stärke eines Erdbebens hängt von der Größe der Bruchfläche und dem Ausmaß der Verschiebung ab.

Ein Bruch tritt nicht auf einmal entlang einer Bruchfläche auf. Es beginnt an einem einzigen Punkt und breitet sich von dort aus schnell aus. Abbildung 12.4 zeigt einen Fall, bei dem das Aufreißen beim schweren blauen Pfeil in der Mitte beginnt und sich dann durch die helleren blauen Pfeile fortsetzt. Der Bruch breitet sich nach links aus (grüne Pfeile), dann nach rechts (gelbe Pfeile).

Je nach Ausdehnung der Bruchfläche ist die Ausbreitung von Misserfolge (inkrementelle Brüche, die dazu beitragen, die endgültige Bruchfläche zu bilden) ab dem Zeitpunkt der Initiierung wird typischerweise innerhalb von Sekunden bis einigen zehn Sekunden abgeschlossen. Der Startpunkt befindet sich nicht unbedingt in der Mitte der Bruchfläche, sondern kann nahe an einem Ende, oben oder unten liegen.

12.1.3 Shifting Stress verursacht Vor- und Nachbeben

Erdbeben treten normalerweise nicht isoliert auf. Es gibt oft eine Abfolge, in der kleinere Erdbeben vor einem größeren auftreten und dann nach und nach kleinere Erdbeben auftreten. Das größte Erdbeben in der Serie ist das Hauptschock. Die kleineren, die vorher kommen, sind Vorbeben, und die kleineren, die danach kommen, sind Nachbeben. Diese Beschreibungen sind relativ, daher kann es erforderlich sein, ein Erdbeben neu zu klassifizieren. Zum Beispiel wird das stärkste Erdbeben in einer Serie als Hauptbeben klassifiziert, aber wenn ein weiteres noch größeres darauf folgt, wird das größere als Hauptbeben bezeichnet und das frühere wird als Nachbeben neu klassifiziert.

Eine Bruchfläche versagt nicht auf einmal. Ein Bruch an einer Stelle führt zu einer anderen, die zu einer anderen führt. Nachbeben und Vorbeben stellen dasselbe dar, außer in einem viel größeren Maßstab. Der in Abbildung 12.4 dargestellte Bruch reduzierte die Belastung in einem Bereich, verlagerte aber die Belastung auf andere (Abbildung 12.5). Stellen Sie sich ein ausgefranstes Seil vor, das Strang für Strang bricht. Wenn eine Strähne reißt, wird die Spannung an dieser Strähne gelöst, aber die verbleibenden Stränge müssen immer noch das gleiche Gewicht tragen. Wenn ein weiterer Strang unter der erhöhten Belastung bricht, haben die verbleibenden Stränge eine noch größere Belastung als zuvor. So wie durch die Belastung ein Strang nach dem anderen versagt, kann ein Bruch weitere Brüche in der Nähe auslösen.

Abbildung 12.5: Spannungsänderungen im Zusammenhang mit einem Erdbeben. Die Spannung nimmt im Bereich der Bruchfläche ab, nimmt aber an angrenzenden Teilen der Verwerfung zu. Quelle: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 Quelle anzeigen.

Zahlreiche Nachbeben wurden mit dem Erdbeben der Stärke 7,8 in Verbindung gebracht, das Haida Gwaii im Oktober 2012 erschütterte (Abbildung 12.6 Hauptbeben in Rot, Nachbeben in Weiß). Ein Teil der durch den Hauptschock freigesetzten Spannung wurde auf andere nahe gelegene Teile der Verwerfung übertragen und trug zu einer Kaskade kleinerer Brüche bei. Die Spannungsübertragung muss jedoch nicht auf die Verwerfung beschränkt sein, entlang derer ein Erdbeben aufgetreten ist. Es wird die Gesteine ​​im Allgemeinen um den Ort des Erdbebens herum beeinflussen und zu einer erhöhten Belastung anderer Verwerfungen in der Region führen. Die Nachbeben des Haida-Gwaii-Erdbebens sind verstreut und nicht nur auf den Hauptverwerfungen lokalisiert.

Abbildung 12.6: Erdbeben der Stärke 7,8 Haida Gwaii und Nachbeben. Mainshock (roter Kreis markiert das Epizentrum) ereignete sich am 28. Oktober 2012. Nachbeben beziehen sich auf den Zeitraum vom 28. Oktober bis 10. November 2012. Obwohl das Epizentrum nahe einer Transformationsgrenze liegt, wurde der Bruch mehr durch Kompression im Zusammenhang mit der Subduktionszone beeinflusst . Quelle: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0. Basiskarte mit Epizentren des U. S. Geological Survey Latest Earthquakes Tool Ansicht interaktive Karte. Subduktionszone nach Wang et al. (2015). Klicken Sie auf das Bild für weitere Zuschreibungen.

Die Auswirkungen der Stressübertragung zeigen sich möglicherweise nicht sofort. Nachbeben können sich um Stunden, Tage, Wochen oder sogar Jahre verzögern. Da die Spannungsübertragung eine Region betrifft, nicht nur eine einzelne Verwerfung, und weil es zwischen dem Ereignis, das die Spannung übertragen hat, und dem, das durch die Übertragung ausgelöst wurde, Verzögerungen geben kann, kann es manchmal schwierig sein zu wissen, ob ein Erdbeben tatsächlich mit und ob einem bestimmten Hauptbeben ein Vorbeben oder ein Nachbeben zugeordnet werden soll.

12.1.4 Episodischer Tremor und Slip

Episodisches Zittern und Ausrutschen (ETS) ist ein periodisches langsames Gleiten entlang eines Teils einer Subduktionsgrenze. Es erzeugt keine erkennbaren Erdbeben, aber seismisches Zittern (beobachtet als schnelle seismische Schwingungen an Instrumenten). Es wurde zuerst auf Vancouver Island, einem Teil der Cascadia-Subduktionszone, von den Geologen Herb Dragert und Gary Rogers vom Geological Survey of Canada entdeckt. 20

Die Grenze zwischen der subduzierten Juan-de-Fuca-Platte und der Nordamerika-Platte lässt sich in drei Segmente unterteilen (Abb. 12.7). Der kalte obere Teil der Grenze ist der Sperrzone. Dort werden die Platten über längere Zeit zusammengeklebt. Wenn Schlupf auftritt, erzeugt dies sehr große Erdbeben. Das letzte Mal, dass die Sperrzone entlang der kanadischen Westküste abrutschte, war am 26. Januar 1700. Es verursachte ein Erdbeben der Stärke 9. Der warme untere Teil der Grenze, genannt called durchgehende Rutschzone, rutscht ununterbrochen, weil der warme Fels schwächer ist. Der zentrale Teil der Grenze, der ETS-Zone, ist nicht kalt genug, um stecken zu bleiben, aber nicht warm genug, um kontinuierlich zu rutschen. Stattdessen rutscht es etwa alle 14 Monate für etwa 2 Wochen episodisch und bewegt sich jedes Mal um einige Zentimeter.

Abbildung 12.7: Episodischer Tremor und Schlupf entlang der Cascadia-Subduktionszone. Die Juan-de-Fuca-Platte ist an der Spitze der Subduktionszone mit der nordamerikanischen Platte verbunden, aber weiter unten rutscht sie kontinuierlich ab. In der Zwischenzone (ETS) klebt und rutscht die Platte nach einem regelmäßigen Zeitplan abwechselnd. Quelle: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 Quelle ansehen

Es könnte den Anschein haben, dass periodisches Gleiten entlang dieses Teils der Platte dazu beiträgt, Spannungen zu reduzieren und somit das Risiko eines großen Erdbebens zu verringern. Tatsächlich ist wahrscheinlich das Gegenteil der Fall. Die Bewegung entlang des ETS-Teils der Plattengrenze überträgt Spannungen auf den angrenzenden verriegelten Teil der Platte. Während des zweiwöchigen ETS-Zeitraums bedeutet die Übertragung von Stress eine erhöhte Wahrscheinlichkeit eines großen Erdbebens.

Seit 2003 werden ETS-Prozesse auch in Subduktionszonen in Mexiko und Japan beobachtet.

12.1.4.0.0.1 Zusätzliche Ressourcen

Wann wird es wieder passieren? - Modelle

Wissenschaftler können nicht genau vorhersagen, wann das nächste Erdbeben von 1906 auftreten wird. Leider erzeugen Erdbeben keine bekannten Warnsignale, kurz bevor sie auftreten. Daher sind Schätzungen, wann ein großes Erdbeben auftreten wird, ungenau und basieren auf "Modellen".

Ein Modell ist eine vereinfachte Vorstellung davon, wie etwas funktioniert. Für die Wiederholung des Erdbebens von 1906 bestehen die besten Modelle aus zwei Teilen: der THEORIE der Plattenbewegung und der Spannungsakkumulation entlang einer gesperrten Verwerfung und BEOBACHTUNGEN vergangener Erdbeben auf dieser Verwerfung und der Geschwindigkeit, mit der sich die Platten jetzt bewegen. Diese Modelle deuten darauf hin, dass es 200 Jahre oder länger (ab 1906) dauern könnte, bis sich genug Stress auf der Verwerfung ansammelt, um ein weiteres großes Erdbeben auszulösen. (Die langfristige Bewegungsgeschwindigkeit, gemittelt über viele Erdbebenzyklen, auf dem 1906-Segment der San-Andreas-Verwerfung beträgt zwischen 3/4 bis 1 Zoll pro Jahr. Bei dieser Geschwindigkeit dauert ein Erdbeben von 20 Fuß 200-240 Jahre ansammeln.)

Diese Schätzung ist jedoch nicht präzise, ​​da Erdbeben nicht "wie am Schnürchen" auftreten und andere Faktoren, die in unserem einfachen Modell nicht berücksichtigt werden, eine Rolle spielen können. Obwohl der wahrscheinlichste Zeitpunkt für ein erneutes Erdbeben von 1906 vielleicht das Ende des nächsten Jahrhunderts ist, besteht eine geringe Chance (etwa 2 Prozent), dass es in den nächsten 30 Jahren passieren könnte.

Dies bedeutet jedoch nicht, dass die Region San Francisco Bay in den nächsten hundert Jahren keine schädlichen Erdbeben erleben wird.

Modelle für die Hayward-Verwerfung, die Rogers-Creek-Verwerfung und den Peninsula-Abschnitt der San-Andreas-Verwerfung legen nahe, dass auch kleinere Erdbeben (z Stärke 8, 1906 Erdbeben.

Das Schütteln ist bei einem M7 genauso intensiv wie bei einem M8, aber es dauert nicht so lange und ist nicht so weit verbreitet. Die Hauptgefahr für die Bay Area geht jetzt von M7 aus.


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