地震

ウィキペディアから、無料の百科事典
ナビゲーションにジャンプ 検索にジャンプ

地震の震源地は、主に構造プレートの境界に沿って発生し、特に環太平洋火山帯で発生します
グローバルプレートテクトニクス運動

地震地震震え震えとしても知られています)は、地震波を生成する地球リソスフェアでのエネルギーの突然の放出に起因する地球の表面の揺れです地震の大きさは、感じられないほど弱いものから、物体や人を空中に押し出し、都市全体に破壊をもたらすほど激しいものまでさまざまです。ある地域の地震活動、または地震活動は、特定の期間に経験した地震の頻度、種類、およびサイズです。振戦という言葉は、非地震の地震のゴロゴロ

地球の表面では、地震は地面を揺さぶったり、移動させたり、破壊したりすることによって現れます。大地震の震源地が沖合にある場合、海底が十分に移動して津波を引き起こす可能性があります。地震はまた、地滑りを引き起こし、時には火山活動を引き起こす可能性があります。

最も一般的な意味では、地震という言葉は、地震波を生成する、自然または人間によって引き起こされた地震イベントを表すために使用されます。地震は主に地質学的断層の破裂によって引き起こされますが、火山活動、地滑り、鉱山爆発、核実験などの他のイベントによっても引き起こされます。地震の初期破壊点は震源または焦点と呼ばれます。震源地は震源の真上にある地上の地点です。

自然に発生する地震

3種類の断層:
A。走向移動
B.通常
C.

地殻変動地震は、断層面に沿って破壊の伝播を促進するのに十分な弾性ひずみエネルギーが蓄積されている地球のどこでも発生します断層面に沿って摩擦抵抗を増加させる不規則性または凹凸がない場合にのみ、断層の側面は互いにスムーズかつ非地震的に移動します。ほとんどの断層面にはそのような凹凸があり、それがスティックスリップ挙動の形につながります断層がロックされると、プレート間の相対運動が続くと応力が増加するため、断層表面周辺のボリュームにひずみエネルギーが蓄積されます。これは、応力がアスペリティを突破するのに十分に上昇するまで続き、断層のロックされた部分を突然スライドさせて、蓄積されたエネルギーを解放します。[1]このエネルギーは、放射された弾性ひずみ 地震波[2]断層面の摩擦加熱、および岩石の亀裂の組み合わせとして放出され、地震を引き起こします。時折の突然の地震の失敗によって中断されたひずみと応力の段階的な蓄積のこのプロセスは、弾性反発説と呼ばれます地震エネルギーとして放射されるのは、地震の総エネルギーの10パーセント以下であると推定されています。地震のエネルギーの大部分は、地震の裂罅の成長を促進するために使用されるか、摩擦によって生成される熱に変換されます。したがって、地震は地球の利用可能な弾性ポテンシャルエネルギーを低下させ、その温度を上昇させますが、これらの変化は、地球の深部内部からの伝導性および対流性の熱の流れと比較して無視できます。[3]

地震断層タイプ

断層には主に3つのタイプがあり、そのすべてがプレート間地震を引き起こす可能性があります。正、逆(スラスト)、および横ずれです。正断層と逆断層はディップスリップの例であり、断層に沿った変位はディップの方向であり、それらの動きには垂直成分が含まれます。通常の断層は、主に発散型境界などの地殻が広がっている地域で発生します。逆断層は、収束境界などの地殻が短くなっている地域で発生します。走向移動断層断層の両側が水平方向にすべり合う急勾配の構造です。トランスフォーム境界は、特定のタイプの横ずれ断層です。多くの地震は、ディップスリップとストライクスリップの両方の要素を持つ断層の動きによって引き起こされます。これは斜め滑りとして知られています。

逆断層、特に収束プレート境界に沿った断層は、マグニチュード8以上の地震のほとんどすべてを含む、最も強力な地震である巨大地震に関連しています。巨大地震は、世界中で放出される地震モーメント全体の約90%を占めています。[4]走向移動断層、特に大陸の変形、マグニチュード8までの大地震を発生させる可能性があります。通常の断層に関連する地震は一般にマグニチュード7未満です。マグニチュードが1単位増えるごとに、放出されるエネルギーは約30倍になります。たとえば、マグニチュード6.0の地震はマグニチュード5.0の地震の約32倍のエネルギーを放出し、マグニチュード7.0の地震はマグニチュード5.0の地震の1,000倍のエネルギーを放出します。マグニチュード8.6の地震は、第二次世界大戦で使用されたサイズの10,000個の原子爆弾と同じ量のエネルギーを放出します。[5]

これは、地震で放出されるエネルギー、つまりその大きさが、破壊する断層の面積[6]と応力の低下に比例するためです。したがって、障害領域の長さが長く、幅が広いほど、結果として生じるマグニチュードは大きくなります。地球の地殻の最上部のもろい部分と、熱いマントルに降りてくる構造プレートの冷たいスラブは、弾性エネルギーを蓄え、断層破裂でそれを解放することができる私たちの惑星の唯一の部分です。応力に応じて、約300°C(572°F)よりも高温の岩石が流れます。それらは地震で破裂しません。[7] [8]観測された破裂とマッピングされた断層の最大長(1回の破裂で壊れる可能性がある)は約1,000 km(620マイル)です。例はの地震ですアラスカ(1957)チリ(1960)、およびスマトラ(2004)、すべて沈み込み帯にあります。サンアンドレアス断層1857年1906年)、トルコの北アナトリア断層( 1939年)、アラスカのデナリ断層( 2002年などの横ずれ断層での最長の地震破壊は、沈み込むプレートの縁に沿った長さ、および通常の断層に沿った長さはさらに短い。

ロサンゼルス北西部、カリーゾ平原のサンアンドレアス断層の航空写真

ただし、断層の最大地震マグニチュードを制御する最も重要なパラメータは、利用可能な最大長ではなく、利用可能な幅です。後者は20倍変動するためです。収束プレートのマージンに沿って、破裂面の傾斜角は非常に大きくなります。浅く、通常は約10度。[9]したがって、地球の上部の脆い地殻内の平面の幅は50〜100 km(31〜62マイル)になる可能性があり(日本、2011年アラスカ、1964年)、最も強力な地震を可能にします。

走向移動断層は垂直に近い方向を向いている傾向があり、その結果、脆い地殻内でおよそ10 km(6.2マイル)の幅になります。[10]したがって、マグニチュードが8をはるかに超える地震は発生しません。多くの通常の断層に沿った最大マグニチュードは、脆弱な層の厚さがわずか約6 km(3.7マイル)であるアイスランドのように、それらの多くが拡散中心に沿って配置されているため、さらに制限されます。[11] [12]

さらに、3つの断層タイプにはストレスレベルの階層が存在します。衝上断層は最も高い断層によって生成され、横ずれは中間の断層によって生成され、通常の断層は最も低い応力レベルによって生成されます。[13]これは、最大主応力の方向、断層運動中に岩盤を「押す」力の方向を考慮することで簡単に理解できます。通常の断層の場合、岩盤は垂直方向に押し下げられるため、押し付け力(最大主応力)は岩盤自体の重量に等しくなります。推力の場合、岩盤は最小の主応力の方向に「逃げる」、すなわち上向きに、岩盤を持ち上げ、したがって、表土は最小に等しい主応力。ストライクスリップ断層は、上記の他の2つのタイプの中間です。3つの断層環境における応力レジームのこの違いは、断層の寸法に関係なく、放射エネルギーの違いに寄与する、断層時の応力降下の違いに寄与する可能性があります。

プレート境界から離れた地震

メキシコシティ、プエブラ、ミチョアカン/ゲレロでの1985年2017年の地震の比較

プレート境界が大陸リソスフェア内で発生する場合、変形はプレート境界自体よりもはるかに広い領域に広がります。サンアンドレアス断層大陸変換の場合、多くの地震がプレート境界から離れて発生し、断層トレースの大きな不規則性(たとえば、「ビッグベンド」領域)によって引き起こされる変形のより広いゾーン内で発生するひずみに関連しています。ノースリッジ地震は、そのようなゾーン内でのブラインドスラストの動きに関連していました。別の例は、ザグロス山脈の北西部を通るアラビアプレートとユーラシアプレートの間の強く斜めの収束プレート境界です。このプレート境界に関連する変形は、南西の広いゾーンで境界に垂直なほぼ純粋なスラストセンス運動と、実際のプレート境界自体に近い主要な最近の断層に沿ったほぼ純粋な横ずれ運動に分割されます。これは、地震の発震機構によって実証されています。[14]

すべての構造プレートには、隣接するプレートとの相互作用や堆積物の積み下ろし(退氷など)によって引き起こされる内部応力場があります。[15]これらの応力は、既存の断層面に沿って破壊を引き起こし、プレート内地震を引き起こすのに十分である可能性があります。[16]

浅発地震と深発地震

1986年のサンサルバドルの浅い地震の後、サンサルバドルの大都市にある崩壊したグランホテルの建物

地殻変動地震の大部分は、数十キロメートルを超えない深さの環太平洋火山帯で発生します。深さ70km(43 mi)未満で発生する地震は「浅発地震」に分類され、焦点深度が70〜300 km(43〜186 mi)の地震は一般に「中発」と呼ばれます。または「中深度」地震。古くて冷たい海洋地殻が別の構造プレートの下に降り注ぐ沈み込み帯では、深発地震はるかに深い深度(300〜700 km(190〜430マイル)の範囲)で発生する可能性があります。[17]これらの沈み込みの地震活動領域は、和達-ベニオフ帯として知られています。深発地震は沈み込む深さで発生しますリソスフェアは、高温と高圧のために、もはやもろくないはずです。深発地震の発生の可能性のあるメカニズムは、かんらん石がスピネル構造への相転移起こすことによって引き起こされる断層運動です。[18]

地震と火山活動

地震は火山地域でしばしば発生し、そこでは地殻変動と火山内のマグマの移動の両方によって引き起こされます。このような地震は、 1980年のセントヘレンズ山の噴火のように、火山の噴火の早期警告として役立つ可能性があります。[19]群発地震は、火山全体に流れるマグマの位置のマーカーとして機能することができます。これらの群れは、地震計傾斜計(地面の傾斜を測定するデバイス)によって記録され、差し迫ったまたは今後の噴火を予測するためのセンサーとして使用できます。[20]

破裂のダイナミクス

地殻変動地震は、断層面のある地点での最初の破裂、核形成として知られるプロセスから始まります。核形成ゾーンの規模は不確かであり、最小の地震の破壊寸法などのいくつかの証拠は、それが100 m(330フィート)よりも小さいことを示唆していますが、低周波スペクトルによって明らかにされた遅い成分などの他の証拠はいくつかの地震の、それがより大きいことを示唆している。核形成が何らかの準備プロセスを伴う可能性は、地震の約40%が前震に先行しているという観察によって裏付けられています。破裂が始まると、断層面に沿って伝播し始めます。このプロセスのメカニズムはよく理解されていません。これは、実験室で高い滑り速度を再現することが難しいためです。また、[21]

破壊伝播は、一般に破壊力学アプローチを使用してモデル化され、破壊を伝播する混合モードせん断亀裂に例えます。破壊速度は、亀裂先端周辺の体積の破壊エネルギーの関数であり、破壊エネルギーの減少とともに増加します。破壊伝播の速度は、断層を横切る変位速度よりも桁違いに速い。地震の破裂は通常、地震のサイズに関係なく、S波速度の70〜90%の範囲の速度で伝播します。地震の破裂の小さなサブセットは、S波の速度よりも速い速度で伝播したように見えます。これらの超せん断地震はすべて、大規模な横ずれイベント中に観測されています。によって引き起こされる地震被害の異常に広いゾーン2001年の崑泉地震は、このような地震で発生したソニックブームの影響によるものです。一部の地震破裂は異常に低い速度で進行し、スロー地震と呼ばれます。スロー地震の特に危険な形態は津波地震であり、 1896年の三陸地震のように、いくつかの大地震の伝播速度が遅いために感じられる強度が比較的低く、近隣の海岸の住民に警告を発することができません[21]

地震時の過圧と間隙水圧の影響

地震の際、断層面で高温が発生する可能性があるため、間隙水圧が上昇し、その結果、すでに岩石に含まれている地下水の気化が起こります。[22] [23] [24] 地震時のこのような増加は、すべりの進展と速度に大きな影響を与える可能性があり、さらに、地震後の段階では、主なイベントの後、間隙水圧がゆっくりと増加するため、余震シーケンスを制御できます。周囲の破壊ネットワークに伝播します。[25] [24]モールクーロン強度理論 の観点から、流体圧力の増加は、それを所定の位置に保持する断層面に作用する垂直応力を減少させ、流体は潤滑効果を発揮する可能性があります。熱過圧は断層面での滑りと強度低下の間に正のフィードバックを提供する可能性があるため、一般的な意見では、断層プロセスの不安定性を高める可能性があります。本震後、断層面と隣接する岩石との間の圧力勾配が流体の流れを引き起こし、周囲の破砕ネットワークの間隙水圧を増加させます。このような増加は、隣接する断層を再活性化することによって新しい断層プロセスを引き起こし、余震を引き起こす可能性があります。[25] [24]同様に、地球の地殻への流体注入による人工的な間隙水圧の上昇は、地震活動を誘発する可能性があります。

潮汐力

潮汐は、ある程度の地震活動を引き起こす可能性があります。

群発地震

ほとんどの地震はシーケンスの一部を形成し、場所と時間の点で相互に関連しています。[26]ほとんどの群発地震は、被害をほとんどまたはまったく引き起こさない小さな揺れで構成されていますが、地震は規則的なパターンで再発する可能性があるという理論があります。[27]

余震

2016年8月と10月および2017年1月の中央イタリアの地震のマグニチュードと余震(ここに示されている期間の後も発生し続けました)

余震とは、前回の地震である本震の後に発生する地震です。これらの余震の主な原因は、岩石間の応力の急激な変化と元の地震による応力であり[28]、本震の影響に適応する際の断層面の破裂周辺の地殻と並んでいます。[26]余震は本震の同じ領域にありますが、常に小さい大きさですが、それでも、元の地震で以前に損傷を受けた建物にさらに大きな損傷を与えるのに十分なほど強力である可能性があります。[28]余震が本震よりも大きい場合、余震は本震として再指定され、元の本震は前震として再指定されます。余震は、変位した断層面の周りの地殻が本震の影響に適応するときに形成されます。[26]

群発地震

群発地震は、特定の地域を短期間で襲う一連の地震です。それらは地震とは異なり、一連の余震が続くという点で、シーケンス内の単一の地震が明らかに主な衝撃ではないため、他の地震よりも顕著に大きなマグニチュードを持つものはありません。群発地震の例は、イエローストーン国立公園での2004年の活動です。[29] 2012年8月、群発地震が南カリフォルニアインペリアルバレーを襲い、1970年代以来この地域で最も記録された活動を示した。[30]

時々、一連の地震がいわゆる群発地震で発生しますそこでは、地震がクラスターで断層を打ち、それぞれが前の地震の揺れまたは応力の再分布によって引き起こされます。余震と同様ですが、断層の隣接する部分で、これらの嵐は何年にもわたって発生し、後の地震のいくつかは初期の地震と同じくらい被害を及ぼします。このようなパターンは、20世紀にトルコの北アナトリア断層を襲った約12の地震のシーケンスで観察され、中東の大地震の古い異常なクラスターから推測されました。[31] [32]

地震の強さと地震の大きさ

地球の震えや揺れは、間違いなく初期の時代から人間に知られている一般的な現象です。ピーク対地速度と加速度を直接測定できる強震加速度計が開発される前は、さまざまな震度スケールに分類された観測された効果に基づいて、地震の強さが推定されていました前世紀になって初めて、そのような揺れの原因は地殻の破裂として特定されました。どの地域でも揺れの強さは、地域の地盤条件だけでなく、破裂の強さや大きさにも依存します。距離。[33]

マグニチュードを測定するための最初のスケールは、1935年にチャールズF.リヒターによって開発されました。その後のスケール(マグニチュードスケールを参照)は、各ユニットが地面の揺れの振幅の10倍の差と32を表すという重要な機能を保持しています。 -エネルギーの倍の違い。後続のスケールも、スケールの制限内でほぼ同じ数値になるように調整されます。[34]

マスメディアは一般的に地震のマグニチュードを「リヒターマグニチュード」または「リヒタースケール」と報告していますが、ほとんどの地震学当局による標準的な慣行は、地震によって放出される実際のエネルギーに基づくモーメントマグニチュードスケールで地震の強さを表現することです。[35]

発生頻度

現在の計装で検出可能な、毎年約50万件の地震が発生すると推定されています。これらの約10万を感じることができます。[36] [37]マイナーな地震は、米国のカリフォルニアやアラスカ、エルサルバドール、メキシコ、グアテマラ、チリ、ペルー、インドネシア、フィリピン、イラン、パキスタン、アゾレスなど、世界中でほぼ常に発生しています。ポルトガル、トルコ、ニュージーランド、ギリシャ、イタリア、インド、ネパール、日本で。[38]大きな地震はそれほど頻繁には発生せず、その関係は指数関数的です。たとえば、マグニチュード4より大きい地震は、マグニチュード5より大きい地震の約10倍の数の地震が特定の期間に発生します。[39]たとえば、(低地震)英国では、平均再発は、毎年3.7〜4.6の地震、10年ごとに4.7〜5.5の地震、100年ごとに5.6以上の地震であると計算されています。年。[40]これはグーテンベルグ・リヒターの法則の例です。

メッシーナ地震と津波は、1908年12月28日、シチリア島カラブリアで20万人もの命を奪いました[41]

地震観測所の数は、1931年の約350から今日では数千に増加しました。その結果、これまで以上に多くの地震が報告されていますが、これは地震の数が増えるのではなく、計装が大幅に改善されたためです。米国地質調査所、1900年以降、年間平均18回の大地震(マグニチュード7.0〜7.9)と1回の大地震(マグニチュード8.0以上)があり、この平均は比較的安定していると推定しています。[42]近年、年間の大地震の数は減少しているが、これはおそらく体系的な傾向ではなく統計的な変動である。[43]地震の規模と頻度に関するより詳細な統計は、米国地質調査所(USGS)から入手できます。[44] 主要な地震の数の最近の増加が注目されており、これは、より長い期間の低強度が点在する、激しい構造活動の期間の周期的なパターンによって説明することができます。しかし、地震の正確な記録は1900年代初頭に始まったばかりであるため、これが事実であると断定的に述べるには時期尚早です。[45]

世界の地震のほとんど(90%、最大の81%)は、長さ40,000 km(25,000マイル)の太平洋の環太平洋火山帯と呼ばれる馬蹄形のゾーンで発生します。これは、ほとんどの場合、太平洋プレートの境界です。[46] [47]大地震は、ヒマラヤ山脈などの他のプレート境界にも沿って発生する傾向があります[48]

メキシコシティ、東京、テヘランなどの地震リスクの高い地域でのメガシティの急速な成長に伴い、一部の地震学者は、1回の地震で最大300万人の命が奪われる可能性があると警告しています。[49]

誘発された地震活動

ほとんどの地震は地球の構造プレートの動きによって引き起こされますが、人間の活動も地震を引き起こす可能性があります。地上と地下の両方での活動は、貯留層の構築、石炭や石油などの資源の抽出、廃棄物処理や水圧破砕のための地下への流体の注入など、地殻の応力とひずみを変える可能性があります。[50]これらの地震のほとんどはマグニチュードが小さい。マグニチュード5.7の2011年オクラホマ地震は、石油生産からの廃水を注入井処分したことによって引き起こされたと考えられており[51]、研究は過去1世紀の他の地震の原因として州の石油産業を指摘しています。[52] Aコロンビア大学の論文は、マグニチュード8.0の四川大地震が紫坪埔ダムからの荷重によって引き起こされたことを示唆している[53]が、リンクは決定的に証明されていない。[54]

地震の測定と位置特定

地震の大きさを表すために使用される計器スケールは、1930年代のリヒターマグニチュードスケールから始まりました。これは、イベントの振幅の比較的単純な測定であり、その使用は21世紀に最小限になりました。地震波地球の内部を伝わり、遠く離れた地震計で記録することができます。表面波マグニチュードは、遠隔地震を測定し、より大きなイベントの精度を向上させる手段として1950年代に開発されました。モーメントマグニチュードスケールは、衝撃の振幅を測定するだけでなく、地震モーメントも考慮に入れます(総破裂面積、断層の平均すべり、および岩石の剛性)。気象庁震度階級、メドヴェーデフ・スポンホイアー・カルニクスケールメルカリ震度階級は観測された影響に基づいており、揺れの強さに関係しています。

すべての揺れは、さまざまな種類の地震波を生成します。これらの地震波は、さまざまな速度で岩石を伝わります。

固い岩石を通過する地震波の伝播速度は、約 媒体の密度弾性に応じて、3 km / s(1.9 mi / s)から13 km / s(8.1 mi / s)まで。地球の内部では、衝撃波またはP波はS波よりもはるかに速く伝わります(約1.7:1の関係)。震源地から天文台までの移動時間の違いは距離の尺度であり、地震の発生源と地球内の構造物の両方を画像化するために使用できます。また、震源の深さは大まかに計算できます。

上部地殻では、P波は土壌や未固結堆積物では毎秒2〜3 km(1.2〜1.9マイル)の範囲で移動し、固体では毎秒3〜6 km(1.9〜3.7マイル)に増加します。岩。下部地殻では、1秒あたり約6〜7 km(3.7〜4.3マイル)で移動します。速度は深いマントル内で毎秒約13km(8.1マイル)に増加します。S波の速度は、軽い堆積物では毎秒2〜3 km(1.2〜1.9 mi)、地殻では毎秒4〜5 km(2.5〜3.1 mi)、最大で毎秒7 km(4.3 mi)の範囲です。深いマントルで。結果として、遠方の地震の最初の波は、地球のマントルを経由して天文台に到着します。

平均して、地震までのキロメートルの距離は、P波とS波の時間8の間の秒数です。[55]わずかな偏差は、地下構造の不均一性によって引き起こされます。このような地震記象の分析により、地球の核は1913年にベノグーテンベルクによって特定されました。

S波とそれ以降に到着する表面波は、P波と比較してほとんどの損傷を与えます。P波は、進行している方向と同じ方向に材料を圧迫して膨張させますが、S波は、地面を上下左右に揺らします。[56]

地震は、マグニチュードだけでなく、発生場所によっても分類されます。世界は754のフリン-エンダール地域(FE地域)に分割されており、これらは政治的および地理的な境界と地震活動に基づいています。よりアクティブなゾーンはより小さなFE領域に分割されますが、よりアクティブでないゾーンはより大きなFE領域に属します。

地震の標準的な報告には、マグニチュード、発生日時、震源地の地理座標震源地の深さ、地理的地域、人口密集地までの距離、場所の不確実性、USGS地震報告に含まれるいくつかのパラメータが含まれます(報告する観測所の数、観測数など)、および一意のイベントID。[57]

比較的遅い地震波が地震の検出に伝統的に使用されてきましたが、科学者は2016年に重力測定が地震の瞬時の検出を提供できることを認識し、2011年の東北地方太平洋沖地震に関連する重力記録を分析することによってこれを確認しました。[58] [59]

地震の影響

推定60,000人が死亡した1755年のリスボン地震の後、廃墟と炎の中でリスボンを描いた1755年の銅の彫刻。津波が港の船を襲った。

地震の影響には、以下が含まれますが、これらに限定されません。

揺れと地表の破裂

2010年1月、ハイチのポルトープランスで被害を受けた建物

地震によって引き起こされる主な影響は、揺れと地表の破裂であり、主に建物やその他の剛性のある構造物に多かれ少なかれ深刻な損傷をもたらします。局所的な影響の深刻さは、地震のマグニチュード、震源地からの距離、および局所的な地質学的および地形学的条件の複雑な組み合わせに依存し、波の伝播を増幅または減少させる可能性があります。[60]地動は地動加速度によって測定されます。

特定の局所的な地質学的、地形学的、および地質構造的特徴は、低強度の地震からでも地表に高レベルの揺れを引き起こす可能性があります。この効果は、サイトまたはローカル増幅と呼ばれます。これは主に、硬い深層土から軟弱な表層土へ の地震運動の伝達と、そのような堆積物の典型的な幾何学的設定による地震エネルギーの集束の影響によるものです。

地表の破裂は、断層の痕跡に沿った地表の目に見える破壊と変位であり、大地震の場合は数メートルのオーダーになる可能性があります。地表の破裂は、ダム、橋、原子力発電所などの大規模なエンジニアリング構造物の主要なリスクであり、構造物の寿命内に地表を破壊する可能性のあるものを特定するために、既存の断層を注意深くマッピングする必要があります。[61]

土の液状化

土の液状化は、揺れにより、水で飽和した粒状物質(砂など)が一時的に強度を失い、固体から液体に変化したときに発生します。土の液状化により、建物や橋などの硬い構造物が傾斜したり、液化した堆積物に沈んだりする可能性があります。たとえば、1964年のアラスカ地震では、地盤の液状化により多くの建物が地面に沈み、最終的には崩壊しました。[62]

人間への影響

1856年の地震で倒壊したGħajnĦadidTowerの遺跡

地震は、負傷や人命の損失、道路や橋の損傷、一般的な物的損害、建物の崩壊や不安定化(将来の崩壊につながる可能性がある)を引き起こす可能性があります。余波は、病気、基本的な必需品の欠如、パニック発作などの精神的影響、生存者への鬱病[63]、およびより高い保険料をもたらす可能性があります。

地すべり

地震は斜面の不安定性を引き起こし、地滑り、主要な地質学的危険につながる可能性があります。緊急要員が救助活動を試みている間、地滑りの危険が続く可能性があります。[64]

火事

地震は、電力やガス管に損傷を与えることによって火災を引き起こす可能性があります。また、水道本管が破裂して圧力が低下した場合、延焼を止めることが困難になる場合があります。たとえば、1906年のサンフランシスコ地震では、地震自体よりも火災による死者が多かった。[65]

津波

津波は、海で地震が発生した場合を含め、大量の水の突然または突然の動きによって生成される長波長、長周期の海の波です。外洋では、波頭間の距離は100 km(62マイル)を超える可能性があり、波の周期は5分から1時間まで変化する可能性があります。このような津波は、水深にもよりますが、時速600〜800キロメートル(時速373〜497マイル)を移動します。地震や海底地すべりによって発生する大きな波は、ほんの数分で近くの沿岸地域を襲う可能性があります。津波はまた、外洋を何千キロも移動し、津波を発生させた地震の数時間後に遠方の海岸で破壊を引き起こす可能性があります。[66]

通常、マグニチュード7.5未満の沈み込み地震は津波を引き起こしませんが、これのいくつかの例が記録されています。ほとんどの破壊的な津波は、マグニチュード7.5以上の地震によって引き起こされます。[66]

洪水

ダムが被害を受けた場合、洪水は地震の二次的影響となる可能性があります。地震は地すべりによって川を堰き止め、それが崩壊して洪水を引き起こす可能性があります。[67]

タジキスタンのサレス湖の下の地形は、ウソイダムと呼ばれる地震によって形成された天然ダムが将来の地震の間に故障した場合、壊滅的な洪水の危険にさらされています。影響予測は、洪水がおよそ500万人に影響を与える可能性があることを示唆しています。[68]

大地震

1900年から2017年までの地震(M6.0 +)
1900年から2018年までのマグニチュード8.0以上の地震。気泡の見かけの3D体積は、それぞれの死亡率に直線的に比例します。[69]

記録された歴史の中で最も壊滅的な地震の1つは、 1556年1月23日に中国の陝西省で発生した1556年の陝西省地震でした。830,000人以上が亡くなりました。[70]この地域のほとんどの家屋は、黄土の丘の中腹から彫られた住居である窰洞であり、これらの構造物が崩壊したときに多くの犠牲者が殺された。1976年の唐山地震は24万人から65万5千人が死亡し、20世紀で最も致命的でした。[71]

1960年のチリ地震は、地震計で測定された最大の地震であり、1960年5月22日にマグニチュード9.5に達しました。[36] [37]その震源地は、チリのカニェテ近くでした。放出されたエネルギーは、アラスカのプリンスウィリアムサウンドを中心とした次の最も強力な地震である聖金曜日の地震(1964年3月27日)の約2倍でした。[72] [73]記録された10の最大の地震はすべて、巨大地震でした。しかし、これらの10のうち、2004年のインド洋地震だけが同時に歴史上最も致命的な地震の1つです。

最大の人命の損失を引き起こした地震は、人口の多い地域または海に近接しているため、致命的でした。地震は、数千キロメートル離れた地域社会を荒廃させる可能性のある津波を引き起こすことがよくあります。大きな人命の損失のリスクが最も高い地域には、地震が比較的まれであるが強力な地域や、地震の建築基準法が緩い、施行されていない、または存在しない貧しい地域が含まれます。

予測

地震予知は、定められた範囲内での将来の地震の時間、場所、およびマグニチュードの指定に関係する地震学の分野です。[74]地震が発生する時間と場所を予測するために多くの方法が開発されてきました。地震学者によるかなりの研究努力にもかかわらず、科学的に再現可能な予測はまだ特定の日または月に対して行うことができません。[75]

予測

予測は通常、一種の予測と見なされますが地震予測は地震予測とは区別されることがよくあります。地震予測は、数年または数十年にわたる特定の地域での被害をもたらす地震の頻度と規模を含む、一般的な地震ハザードの確率論的評価に関係しています。[76]よく理解されている断層の場合、次の数十年の間にセグメントが破裂する可能性を見積もることができます。[77] [78]

進行中の地震を地域に知らせることができる地震警報システムが開発されましたが、地表が動き始める前に、地震の影響が感じられる前にシステムの範囲内の人々が避難所を探すことができる可能性があります。

準備

地震工学の目的は、建物やその他の構造物への地震の影響を予測し、損傷のリスクを最小限に抑えるようにそのような構造物を設計することです。既存の構造物は、耐震補強を改善するために耐震補強によって変更することができます。地震保険は、建物の所有者に地震による損失に対する経済的保護を提供することができます。緊急管理戦略は、リスクを軽減し、結果に備えるために政府または組織が採用することができます。

人工知能は、建物の評価と予防的操作の計画に役立つ場合があります。Igorエキスパートシステムは、石造建築物の地震評価とそれらの改修作業の計画につながる手順をサポートする移動実験室の一部です。リスボンロードスナポリの建物の評価にうまく適用されています。[79]

個人はまた、給湯器や誰かを傷つける可能性のある重いものを確保する、ユーティリティのシャットオフを見つける、揺れが始まったときに何をすべきかについて教育されるなどの準備措置を講じることができます。大きな水域の近くの地域では、地震への備えは、大きな地震によって引き起こされる 津波の可能性を含みます。

歴史的見解

西暦前4世紀のイタリアの地震を描いた1557年の本の画像

紀元前5世紀のギリシャの哲学者アナクサゴラスの生涯から西暦14世紀まで、地震は通常「地球の空洞内の空気(蒸気)」に起因していました。[80] タレス・オブ・ミレトゥス(西暦前625年から547年)は、地震が地球と水の間の緊張によって引き起こされたと信じていた唯一の記録された人物でした。[80]ギリシャの哲学者アナキサミンズ(西暦前585年から526年)の乾燥と湿り気の短い傾斜エピソードが地震活動を引き起こしたという信念を含む他の理論が存在した。ギリシャの哲学者デモクリトス(西暦前460年から371年)は、一般的に地震のせいで水を非難しました。[80] プリニウス長老は地震を「地下の雷雨」と呼んだ。[80]

最近の研究

最近の研究では、地質学者は、地球温暖化が地震活動の増加の理由の1つであると主張しています。これらの研究によると、氷河の融解と海面上昇は、地球の構造プレートへの圧力のバランスを乱し、地震の頻度と強度を増加させます。[81] [より良い情報源が必要]

文化の中で

神話と宗教

北欧神話では、地震はロキ神の激しい闘争として説明されていましたいたずらと争いのロキが美と光の神バルドルを殺害したとき、毒蛇が頭上に毒蛇を垂らして洞窟に閉じ込められ、罰せられた。ロキの妻シギュンは毒を捕まえるためにボウルを持って彼のそばに立っていたが、彼女がボウルを空にしなければならないときはいつでも、毒がロキの顔に滴り落ち、彼は頭をぐいと動かし、彼の絆にぶつかり、地球を震わせた。[82]

ギリシャ神話ではポセイドンは地震の原因であり神でした。機嫌が悪かったとき、彼はトライデントで地面を打ち、地震やその他の災害を引き起こしました。彼はまた、地震を利用して、人々を復讐として罰し、恐怖を与えました。[83]

日本神話ではナマズ(鯰)は地震を引き起こす巨大なナマズです。大鯰は地中の泥に住み、魚を石で拘束する鹿島神に守られている。鹿島が警備員を倒すと、大鯰がぶつかり、激しい地震を引き起こします。[84]

大衆文化の中で

現代の大衆文化では、地震の描写は、1995年の神戸1906年のサンフランシスコなどの大都市が荒廃した記憶によって形作られています[85]架空の地震は、警告なしに突然襲う傾向があります。[85]このため、地震についての話は一般に災害から始まり、その直後の余波に焦点を当てています。たとえば、Short Walk to Daylight(1972)、The Ragged Edge(1968)、Aftershock:Earthquake in New York(1999)などです。[85]注目すべき例は、ハインリヒ・フォン・クライストの中編小説「チリの地震」で、1647年のサンティアゴの破壊について説明しています。村上春樹の 『神の子どもたちはみなけて』の短編小説集は、1995年の兵庫県南部地震の影響を描いています。

フィクションで最も人気のある単一の地震は、カリフォルニアのサンアンドレアス断層にいつか予想れる架空ビッグワンです他の作品。[85]ジェイコブ・M・アペルの広くアンソロジー化された短編小説、比較地震学は、終末論的な地震が差し迫っていることを年配の女性に納得させる詐欺師を特集しています。[86]

映画での地震の現代的な描写は、直接苦しんでいる家族やその愛する人に引き起こされる可能性のある実際のトラウマに対する人間の心理的反応を反映する方法で変化します。[87]災害メンタルヘルス対応研究は、家族と主要なコミュニティメンバーの喪失、家と身近な環境の喪失、生存を維持するための不可欠な物資とサービスの喪失のさまざまな役割を認識する必要性を強調している。[88] [89]特に子供たちにとって、地震の余波で子供たちを保護し、栄養を与え、服を着せることができ、彼らが何が起こったのかを理解するのを助けることができる介護者の明確な利用可能性は、彼らの感情的および肉体的にとってさらに重要であることが示されています単純な食料の提供よりも健康。[90] 2010年のハイチ地震で最近観察された、人命の破壊と喪失を伴う他の災害とそのメディア描写の後に観察されたように、政府の行政とサービスの喪失と移動または混乱に対する反応を病理化しないことも重要である。むしろ、これらの反応を検証し、影響を受ける人々の状態をどのように改善できるかについて建設的な問題解決と反省をサポートするためです。[91]

も参照してください

参考文献

  1. ^ 大中正明(2013)。岩石破壊と地震の物理学ケンブリッジ大学出版局。p。148. ISBN 978-1-107-35533-0
  2. ^ Vassiliou、Marius; 金森博雄(1982)。「地震におけるエネルギー放出」。ブル。地震。Soc。です72:371–387。
  3. ^ スペンス、ウィリアム; SAシプキン; GLチョイ(1989)。「地震の大きさの測定」米国地質調査所。2009年9月1日にオリジナルからアーカイブされました2006年11月3日取得
  4. ^ Stern、Robert J.(2002)、「沈み込みゾーン」、地球物理学のレビュー40(4):17、Bibcode2002RvGeo..40.1012Sdoi10.1029 / 2001RG000108
  5. ^ Geoscience Australia
  6. ^ Wyss、M。(1979)。「断層の寸法から地震の予想される最大マグニチュードを推定する」。地質学7(7):336–340。Bibcode1979Geo ..... 7..336W土井10.1130 / 0091-7613(1979)7 <336:EMEMOE> 2.0.CO; 2
  7. ^ シブソン、RH(1982)。「米国の大陸地殻における断層帯モデル、熱流、および地震の深さ分布」。アメリカ地震学会紀要72(1):151–163。
  8. ^ Sibson、RH(2002)「地殻地震源の地質学」地震と工学地震学の国際ハンドブック、第1巻、第1部、p。455、eds。WHK Lee、H Kanamori、PC Jennings、およびC. Kisslinger、Academic Press、 ISBN 978-0-12-440652-0 
  9. ^ 「グローバル重心モーメントテンソルカタログ」Globalcmt.org 2011年7月24日取得
  10. ^ 「InstrumentalCalifornia地震カタログ」WGCEP。2011年7月25日にオリジナルからアーカイブされました2011年7月24日取得
  11. ^ HjaltadóttirS。、2010年、「比較的位置する微小地震を使用して、断層パターンをマッピングし、アイスランド南西部の脆い地殻の厚さを推定する」
  12. ^ 「レポートおよび出版物|地震活動|アイスランド気象庁」En.vedur.is 2011年7月24日取得
  13. ^ Schorlemmer、D。; Wiemer、S。; Wyss、M。(2005)。「異なる応力レジームにわたる地震サイズ分布の変動」。自然437(7058):539–542。Bibcode2005Natur.437..539S土井10.1038 / nature04094PMID16177788_ S2CID4327471_  
  14. ^ タレビアン、M; ジャクソン、J(2004)。「イランのザグロス山脈における地震の発震機構と活発な短縮の再評価」地球物理学ジャーナルインターナショナル156(3):506–526。Bibcode2004GeoJI.156..506T土井10.1111 /j.1365-246X.2004.02092.x
  15. ^ Nettles、M。; Ekström、G。(2010年5月)。「グリーンランドと南極の氷河地震」。地球惑星科学の年次レビュー38(1):467–491。Bibcode2010AREPS..38..467N土井10.1146 / annurev-earth-040809-152414
  16. ^ Noson、Qamar、およびThorsen(1988)。ワシントン州の地震災害:ワシントン州自然資源局ワシントン地質地球資源情報部サーキュラー85。{{cite book}}:CS1 maint:複数の名前:著者リスト(リンク
  17. ^ 「2005年9月26日のM7.5ペルー北部地震」(PDF)国立地震情報センター2005年10月17日2008年8月1日取得
  18. ^ Greene II、HW; バーンリー、PC(1989年10月26日)。「深発地震のための新しい自己組織化メカニズム」。自然341(6244):733–737。Bibcode1989Natur.341..733G土井10.1038 / 341733a0S2CID4287597_ 
  19. ^ Foxworthy and Hill(1982)。セントヘレンズ山での1980年の火山噴火、最初の100日間:USGS Professional Paper1249
  20. ^ ワトソン、ジョン; ワトソン、キャシー(1998年1月7日)。「火山と地震」米国地質調査所2009年5月9日取得
  21. ^ a b 全米研究評議会(米国)。地震科学委員会(2003)。「5.地震物理学と断層系科学」活動的な地球に住む:地震科学の展望ワシントンDC:National AcademiesPress。p。 418ISBN 978-0-309-06562-72010年7月8日取得
  22. ^ シブソン、RH(1973)。「地震断層時の温度と間隙水圧の相互作用と部分的または全体的な応力緩和のメカニズム」。ナット 物理学 科学243(126):66–68。Bibcode1973NPhS..243 ... 66S土井10.1038 / physci243066a0
  23. ^ ルドニツキ、JW; ライス、JR(2006)。「異種材料間の平面上での動的すべり伝播によって引き起こされる間隙水圧変化による有効な垂直応力の変化」(PDF)J.地球物理学。Res111、B10308(B10)。Bibcode2006JGRB..11110308R土井10.1029 / 2006JB004396
  24. ^ a b c ゲリエロ、V; Mazzoli、S。(2021)「土壌と岩石の有効応力の理論と破砕プロセスへの影響:レビュー」地球科学11(3) : 119。Bibcode2021Geosc..11..119G土井10.3390 / geosciences11030119
  25. ^ a b Nur、A; ブッカー、JR(1972)。「細孔流体の流れによって引き起こされる余震?」。科学175(4024):885–887。Bibcode1972Sci ... 175..885N土井10.1126 /science.175.4024.885PMID17781062_ S2CID19354081_  
  26. ^ a b c 「余震、前震、群発地震とは?」2009年5月11日にオリジナルからアーカイブされました
  27. ^ 「繰り返される地震」米国地質調査所。2009年1月29日2009年5月11日取得
  28. ^ a b "余震|地質学"ブリタニカ百科事典2021-10-13を取得
  29. ^ 「イエローストーンの群発地震」米国地質調査所2008年9月15日取得
  30. ^ デューク、アラン。「群発地震」が南カリフォルニアを揺るがす」CNN 2012年8月27日取得
  31. ^ Amos Nur; クライン、エリックH.(2000)。「ポセイドンの馬:青銅器時代後期のエーゲ海と東地中海におけるプレートテクトニクスと地震嵐」(PDF)考古学ジャーナル27(1):43–63。土井10.1006 /jasc.1999.0431ISSN0305-4403_ 2009年3月25日にオリジナル(PDF)からアーカイブされました  
  32. ^ 「地震の嵐」地平線2003年4月1日2007年5月2日取得
  33. ^ ボルト1993
  34. ^ Chung&Bernreuter 1980、p。1.1。
  35. ^ 報道機関に規模を報告するためのUSGSポリシーは、ウェイバックマシンのUSGSポリシー アーカイブ2016-05-04たが、削除されました。コピーはhttp://dapgeol.tripod.com/usgsearthquakemagnitudepolicy.htmにあります。
  36. ^ ab 「クール地震の事実」 。米国地質調査所2021-04-21を取得
  37. ^ a b Pressler、Margaret Webb(2010年4月14日)。「いつもより地震が多い?そうではない」。KidsPostワシントンポスト:ワシントンポスト。pp。C10。
  38. ^ 「地震災害プログラム」米国地質調査所2006年8月14日取得
  39. ^ 1900年以降のデータに基づくUSGS地震統計表 WaybackMachineで2010-05-24にアーカイブ
  40. ^ 「英国の地震および地震災害」Quakes.bgs.ac.uk 2010年8月23日取得
  41. ^ イタリアの地震の歴史。」BBCのニュース。2002年10月31日。
  42. ^ 「地震についての一般的な神話」米国地質調査所。2006年9月25日にオリジナルからアーカイブされました2006年8月14日取得
  43. ^ 地震は本当に増加していますか? ウェイバックマシン、USGSサイエンスオブチェンジングワールドで2014年6月30日にアーカイブされました2014年5月30日取得。
  44. ^ 「地震の事実と統計:地震は増加していますか?」米国地質調査所。2006年8月12日にオリジナルからアーカイブされました2006年8月14日取得
  45. ^ 2011年3月14日、オーストラリアの地理学、ウェイバックマシンで2013年9月30日にアーカイブされた歴史上最大の10の地震。
  46. ^ 「歴史的な地震と地震統計:地震はどこで発生しますか?」米国地質調査所。2006年9月25日にオリジナルからアーカイブされました2006年8月14日取得
  47. ^ 「視覚的な用語集–火のリング」米国地質調査所。2006年8月28日にオリジナルからアーカイブされました2006年8月14日取得
  48. ^ ジャクソン、ジェームズ(2006)。「致命的な魅力:地震とともに生きること、村の大都市への成長、そして現代世界における地震の脆弱性」王立学会の哲学的取引364(1845):1911–1925。Bibcode2006RSPTA.364.1911J土井10.1098 /rsta.2006.1805PMID16844641_ S2CID40712253_  
  49. ^ 世界的な都市の地震リスク。」環境科学研究所。
  50. ^ Fougler、Gillian R .; ウィルソン、マイル; Gluyas、Jon G。; ジュリアン、ブルースR。; デイビス、リチャードJ.(2018)。「人為的地震の世界的レビュー」地球科学レビュー178:438–514。Bibcode2018ESRv..178..438F土井10.1016 /j.earscirev.2017.07.008
  51. ^ 噴水、ヘンリー(2013年3月28日)。「StudyLinks2011 Quake to Technique at OilWells」ニューヨークタイムズ2020年7月23日取得
  52. ^ ハフ、スーザンE .; ページ、モーガン(2015)。「オクラホマで誘発された地震の世紀?」アメリカ地震学会紀要105(6):2863–2870。Bibcode2015BuSSA.105.2863H土井10.1785 / 0120150109 2020年7月23日取得
  53. ^ Klose、Christian D.(2012年7月)。「2008年の四川大地震の引き金となるメカニズムとしての人為的表面荷重の証拠」。環境地球科学66(5):1439–1447。arXiv1007.2155土井10.1007 / s12665-011-1355-7S2CID118367859_ 
  54. ^ LaFraniere、Sharon(2009年2月5日)。「ダムと中国地震の間の可能なリンク」ニューヨークタイムズ2020年7月23日取得
  55. ^ 「地球を通る音速」Hypertextbook.com 2010年8月23日取得
  56. ^ 「Newsela |地震の科学」newsela.com 2017年2月28日取得
  57. ^ Geographic.org。「マグニチュード8.0-SANTACRUZISLANDS地震の詳細」マップを使用した地球規模の地震震源地2013年3月13日取得
  58. ^ 「地球の重力はより早い地震警報を提供します」2016年11月22日取得
  59. ^ 「重力シフトは早期地震警報を鳴らす可能性があります」2016年11月23日取得
  60. ^ 「不安定な地面で、サンフランシスコのベイエリア政府協会は1995年、1998年(2003年に更新)を報告します」Abag.ca.gov。2009年9月21日にオリジナルからアーカイブされました2010年8月23日取得
  61. ^ 「地表断層破裂の危険性を評価するためのガイドライン、カリフォルニア地質調査」(PDF)カリフォルニア州保全局。2002年。2009-10-09のオリジナル(PDF)からアーカイブ。
  62. ^ 「歴史的な地震– 1964年の停泊地震」米国地質調査所。2011年6月23日にオリジナルからアーカイブされました2008年9月15日取得
  63. ^ 「地震リソース」Nctsn.org。2018年1月30日2018年6月5日取得
  64. ^ 「自然災害–地滑り」米国地質調査所2008年9月15日取得
  65. ^ 「1906年のサンフランシスコ大地震」米国地質調査所。2017-02-11にオリジナルからアーカイブされました2008年9月15日取得
  66. ^ a b Noson、Qamar、およびThorsen(1988)。地質および地球資源情報サーキュラー85(PDF)のワシントン部門。ワシントン州の地震災害。 {{cite book}}:CS1 maint:複数の名前:著者リスト(リンク
  67. ^ 「歴史的な地震に関するメモ」英国地質調査所2011年5月16日にオリジナルからアーカイブされました2008年9月15日取得
  68. ^ 「タジクの洪水の脅威に関する新たな警告」BBCニュース2003-08-03 2008年9月15日取得
  69. ^ USGS:1900年以降のマグニチュード8以上の地震 2016年4月14日ウェイバックマシンでアーカイブ
  70. ^ ウェイバックマシンで2009年11月1日にアーカイブされた50,000人以上の死者を伴う地震 」。米国地質調査所
  71. ^ Spignesi、Stephen J.(2005)。大災害!:史上最大の100の災害ISBN 0-8065-2558-4 
  72. ^ 金森博雄。「大地震におけるエネルギー放出」(PDF)地球物理学研究ジャーナル。2010年7月23日にオリジナル(PDF)からアーカイブされました。2010年10月10日取得
  73. ^ USGS。「どれだけ大きい?」米国地質調査所2010年10月10日取得
  74. ^ Geller etal。1997年、p。1616年、アレン(1976年、2070年)に続き、アレンはウッド&グーテンベルク(1935年)に続いた
  75. ^ 地震予知Ruth Ludwin、米国地質調査所。
  76. ^ 金森2003、p。1205.市民保護のための地震予測に関する国際委員会2011、p。327。
  77. ^ サンフランシスコ湾地域におけるカリフォルニア地震確率に関するワーキンググループ、2003年から2032年、2003年、「アーカイブされたコピー」2017-02-18にオリジナルからアーカイブされました2017年8月28日取得{{cite web}}:CS1 maint:タイトルとしてアーカイブされたコピー(リンク
  78. ^ Pailoplee、Santi(2017-03-13)。「スマトラ-アンダマン沈み込み帯に沿った地震発生の確率」地球科学を開きます。9(1):4。Bibcode2017OGeo .... 9 .... 4P土井10.1515 / geo-2017-0004ISSN2391-5447_ S2CID132545870_  
  79. ^ Salvaneschi、P。; カデイ、M。; Lazzari、M。(1996)。「構造的安全性の監視と評価へのAIの適用」。IEEEエキスパート11(4):24–34。土井10.1109 /64.511774
  80. ^ a b cd 「 地震 」。世界環境史百科事典1:A–G。ラウトレッジ。2003. pp。358–364。
  81. ^ 「火と氷:溶ける氷河は地震、津波と火山を引き起こします」ニュースについて2015年10月27日取得
  82. ^ Sturluson、Snorri(1220)。ProseEddaISBN 978-1-156-78621-5
  83. ^ ジョージE.ディモック(1990)。オデッセイの団結マサチューセッツ大学出版局。pp。179–。ISBN 978-0-87023-721-8
  84. ^ 「大鯰」エンシェントヒストリーエンサイクロペディア2017年7月23日取得
  85. ^ a b c d Van Riper、A。Bowdoin(2002)。大衆文化における科学:リファレンスガイドWestport:GreenwoodPressp。 60ISBN 978-0-313-31822-1
  86. ^ JMアペル。比較地震学。Weber Studies(初版)、第18巻、第2号。
  87. ^ Goenjian、Najarian; Pynoos、Steinberg; マヌーキアン、タボシアン; フェアバンクス、AM; マヌーキアン、G; タボシアン、A; ルイジアナ州フェアバンクス(1994)。「1988年のアルメニア地震後の高齢者および若年成人における心的外傷後ストレス障害」。J精​​神医学です。151(6):895–901。土井10.1176 /ajp.151.6.895PMID8185000_ 
  88. ^ 王、高; 張真福; 趙、シェン; 張、H; 趙、C; シェン、Y(2000)。「華北のランダムに選択されたコミュニティサンプルにおける地震関連PTSDの縦断的研究」。J精​​神医学です。157(8):1260–1266。土井10.1176 /appi.ajp.157.8.1260PMID10910788_ 
  89. ^ Goenjian、Steinberg; ナジャリアン、フェアバンクス; Tashjian、Pynoos(2000)。「心的外傷後ストレス、不安、および地震と政治的暴力後の抑うつ反応の前向き研究」(PDF)J精​​神医学です。157(6):911–916。土井10.1176 /appi.ajp.157.6.911PMID10831470_ 2017年8月10日にオリジナル(PDF)からアーカイブされました  
  90. ^ コーツ、SW ; Schechter、D(2004)。「9.11以降の未就学児の外傷性ストレス:関係的および発達的展望。災害精神医学の問題」。北米の精神科クリニック27(3):473–489。土井10.1016 /j.psc.2004.03.006PMID15325488_ 
  91. ^ Schechter、DS ; コーツ、SW ; まず、E(2002)。「世界貿易センターの攻撃に対する幼児とその家族の急性反応の観察」。Journal of ZERO-TO-THREE:National Center for Infants、Toddlers、andFamilies22(3):9–13。

ソース

外部リンク

0.19509816169739