Erdbeben Info

Panoramafoto von San Francisco nach dem Erdbeben 1906
Als Erdbeben werden messbare Erschütterungen des Erdkörpers bezeichnet. Sie entstehen durch Masseverschiebungen, zumeist als tektonische Beben infolge von Verschiebungen an Bruchfugen der Lithosphäre, in weniger bedeutendem Maße auch durch vulkanische Aktivität, Einsturz oder Absenkung unterirdischer Hohlräume, große Erdrutsche und Bergstürze sowie durch Sprengungen.Erdbeben, deren Herd unter dem Meeresboden liegt, werden auch Seebeben oder unterseeische Erdbeben genannt. Sie unterscheiden sich von anderen Beben zum Teil in den Auswirkungen, jedoch nicht in ihrer Entstehung.

Erdbeben bestehen in der Regel nicht aus einer einzelnen Erschütterung, sondern ziehen meist weitere nach sich. Man spricht in diesem Zusammenhang von Vorbeben und Nachbeben mit Bezug auf ein stärkeres Hauptbeben. Treten Erdbeben über einen längeren, begrenzten Zeitraum gehäuft auf, so spricht man von einem Erdbebenschwarm oder Schwarmbeben. Solche treten vor allem in vulkanisch aktiven Regionen auf. In Deutschland gibt es gelegentlich Erdbebenschwärme im Vogtland und am Hochstaufen.

Der deutlich größte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Starke Erdbeben können Häuser und Bauten zerstören, Tsunamis und Erdrutsche auslösen und dabei Menschen töten. Sie können die Gestalt der Erdoberfläche verändern und zählen zu den Naturkatastrophen. Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heißt Seismologie. Die zehn stärksten seit 1900 gemessenen Erdbeben fanden mit einer Ausnahme alle an der Subduktionszone rund um den Pazifik, dem sogenannten Pazifischen Feuerring, statt.

Historisches
Schon in der Antike fragten sich Menschen, wie Erdbeben und Vulkanausbrüche entstehen. Man schrieb diese Ereignisse häufig Göttern zu (in der griechischen Mythologie dem Poseidon). Manche Wissenschaftler im alten Griechenland glaubten, die Kontinente schwämmen auf dem Wasser und schaukelten wie ein Schiff hin und her. Andere Leute glaubten, Erdbeben brächen aus Höhlen aus. In Japan gab es den Mythos des Drachen, der den Erdboden erzittern ließ und Feuer spie, wenn er wütend war. Im europäischen Mittelalter schrieb man Naturkatastrophen dem Wirken Gottes zu. Mit der Entdeckung und Erforschung des Magnetismus entstand die Theorie, man könne Erdbeben wie Blitze ableiten. Man empfahl daher Erdbebenableiter nach Art der ersten Blitzableiter.

Erst Anfang des 20. Jahrhunderts kam die heute allgemein anerkannte Theorie von der Plattentektonik und der Kontinentaldrift durch Alfred Wegener auf. Ab der Mitte des 20. Jahrhunderts wurden die Erklärungsmuster der tektonischen Beben verbreitet diskutiert. Bis zum Beginn des 21. Jahrhunderts konnte man daraus allerdings keine Technik zur sicheren Vorhersage von Erdbeben entwickeln.
Ursachen und Beschreibung von Erdbeben

Weltkarte mit 358.214 Epizentren von Erdbeben zwischen 1963 und 1998
Ursachen, Auslöser und Begleitphänomene

Erdbeben entstehen durch dynamische Prozesse im Erdinneren. Eine Folge dieser Prozesse ist die Plattentektonik, also die Bewegung der Lithosphärenplatten, die von der oberflächlichen Erdkruste bis in den lithosphärischen Mantel reichen.

Besonders an den Plattengrenzen, an denen sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (Subduktions- oder Kollisionszone) oder aneinander vorbei (Transformverwerfung) bewegen, bauen sich Spannungen innerhalb des Gesteins auf, wenn sich die Platten in ihrer Bewegung verhaken und verkanten. Wird die Scherfestigkeit der Gesteine dann überschritten, entladen sich diese Spannungen durch ruckartige Bewegungen der Erdkruste und es kommt zum tektonischen Beben. Dabei kann mehr als das Hundertfache der Energie einer Wasserstoffbombe freigesetzt werden. Da die aufgebaute Spannung nicht auf die unmittelbare Nähe der Plattengrenze beschränkt ist, kann der Entlastungsbruch in selteneren Fällen auch im Inneren der Platte auftreten, wenn dort das Krustengestein eine Schwächezone aufweist.

Die Temperatur nimmt zum Erdinneren hin stetig zu, weshalb das Gestein mit zunehmender Tiefe immer leichter deformierbar wird und schon in der unteren Erdkruste nicht mehr spröde genug ist, um brechen zu können. Erdbeben haben ihren Ursprung daher meist in der oberen Erdkruste, in wenigen Kilometern Tiefe. Vereinzelt werden jedoch Beben mit Herden bis in 700 km Tiefe nachgewiesen. Solche Tiefherdbeben treten vor allem an Subduktionszonen auf. Dort bewegen sich zwei Platten aufeinander zu, wobei die dichtere der beiden unter jene mit der geringeren Dichte geschoben wird und in den Erdmantel abtaucht. Der abtauchende Teil der Platte (engl.: slab) erwärmt sich im Mantel jedoch relativ langsam, sodass dessen Krustenmaterial auch noch in größeren Tiefen bruchfähig ist. Die Hypozentren von Erdbeben, die innerhalb eines Slabs auftreten, ermöglichen somit Schlüsse auf die Position desselben in der Tiefe (sogenannte Wadati-Benioff-Zone). Als Auslöser dieser Tiefherdbeben gilt unter anderem die Volumenänderung des Slab-Gesteins infolge von Mineralumwandlungen unter den im Mantel herrschenden Temperatur- und Druckbedingungen.

Auch in vulkanischen Zonen aufsteigendes Magma kann, meist eher schwache, Erdbeben verursachen.

Bei unterseeischen Erdbeben, beim Ausbruch ozeanischer Vulkane oder beim Auftreten unterseeischer Erdrutsche können sogenannte Tsunamis entstehen. Bei plötzlicher vertikaler Verlagerung großer Teile des Ozeanbodens entstehen Wellen, die sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 800 Kilometern pro Stunde fortbewegen. Auf dem offenen Meer sind Tsunamis kaum wahrnehmbar; läuft die Welle jedoch in flacherem Wasser aus, steilt sich der Wellenberg auf und kann am Ufer in extremen Fällen bis zu 100 Meter Höhe erreichen. Am häufigsten entstehen Tsunamis im Pazifik. Deshalb besitzen die an den Pazifik angrenzenden Staaten ein Frühwarnsystem, das Pacific Tsunami Warning Center. Nachdem am 26. Dezember 2004 etwa 230.000 Menschen nach einem verheerenden Erdbeben im Indischen Ozean starben, wurde auch dort ein Frühwarnsystem errichtet.

Sehr flachgründige und nur lokal spürbare Erdbeben können durch Frost ausgelöst werden („Frostbeben“), wenn größere Mengen Wasser im Boden oder im Gesteinsuntergrund gefrieren und sich dabei ausdehnen. Dadurch entstehen Spannungen, die sich in kleineren Erschütterungen entladen, die dann an der Oberfläche als „Erdbeben“ und grollendes Geräusch wahrgenommen werden. Das Phänomen tritt meist zu Beginn einer strengen Frostperiode auf, wenn die Temperaturen rapide von Werten über dem Gefrierpunkt auf Werte weit unter den Gefrierpunkt gefallen sind.

Neben den natürlich verursachten und ausgelösten Erdbeben gibt es auch anthropogene (menschgemachte) Erdbeben. Diese sind nicht zwangsläufig absichtlich oder wissentlich herbeigeführt, wie z. B. im Fall von aktiver Seismik oder bei Atomwaffentests, sondern es sind oft Ereignisse, die als unbeabsichtigte „Nebenwirkungen“ menschlicher Aktivitäten auftreten. Zu diesen Aktivitäten gehören unter anderem die konventionelle Förderung fossiler Kohlenwasserstoffe (Erdöl und Erdgas), die durch Verringerung des Porendruckes die Spannungsverhältnisse im Gestein der Lagerstätte verändert. Anthropogene Erdbeben finden auch beim Einsturz von bergbaulich verursachten unterirdischen Hohlräumen (Gebirgsschlag) oder im Zusammenhang mit der unkonventionellen Förderung fossiler Kohlenwasserstoffe, speziell durch Fracking und die Verpressung von Fracking-Abwässern, statt. Die Magnitude dieser Erdbeben liegt in den allermeisten Fällen im Bereich von Mikrobeben oder Ultramikrobeben. Nur selten erreicht sie den Wert spürbarer Beben. Die bislang stärksten anthropogenen Erdbeben ereigneten sich infolge des Aufstauens großer Wassermengen in Stauseen durch die Auflasterhöhung im Untergrund in der Nähe großer Verwerfungen. Das durch diese Umstände ausgelöste Erdbeben von Koynangar in Indien im Jahre 1967, mit Magnitude 6,5 das stärkste seiner Art, forderte 180 Todesopfer.

Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit eines Bebens beträgt im Normalfall ca. 3,5 km/s (nicht zu verwechseln mit der oben angegebene Wellengeschwindigkeit bei Seebeben). In sehr seltenen Fällen kommt es aber zur überschallschnellen Ausbreitung des Bebens, wobei bereits Fortpflanzungsgeschwindigkeiten von ca. 8 km/s gemessen wurde. Bei einem überschallschnellen Beben breitet sich der Riss schneller aus als die seismische Welle, was normalerweise umgekehrt abläuft. Bisher konnten erst 6 überschallschnelle Beben aufgezeichnet werden.
Aufzeichnung der Erdbebenwellen

Seismograph
Erdbeben erzeugen Erdbebenwellen verschiedenen Typs, die sich über und durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen (bzw. Seismometern) überall auf der Erde in sogenannten Seismogrammen aufgezeichnet werden können. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerstörungen an der Erdoberfläche (Spaltbildung, Schäden an Gebäuden und Verkehrsinfrastruktur usw.) sind auf die sogenannten Oberflächenwellen zurückzuführen, die sich an der Erdoberfläche ausbreiten und eine elliptische Bodenbewegung auslösen.

Durch Auswertung der Stärke und Laufzeiten von Erdbebenwellen kann man die Position des Erdbebenherdes bestimmen, dabei fallen auch Daten über das Erdinnere an. Die Positionsbestimmung unterliegt als Messung an Wellen der gleichen Unschärfe, die bei Wellen in anderen Bereichen der Physik bekannt sind. Im Allgemeinen nimmt die Unschärfe der Ortsbestimmung mit zunehmender Wellenlänge zu. Eine Quelle von langperiodischen Wellen kann also nicht so genau lokalisiert werden wie die von kurzperiodischen Wellen. Da schwere Erdbeben den größten Teil ihrer Energie im langperiodischen Bereich entwickeln, kann besonders die Tiefe der Quelle nicht genau bestimmt werden.

Um Erdbeben miteinander vergleichen zu können, ist es notwendig, deren Stärke zu ermitteln. Da eine direkte Messung der freigesetzten Energie eines Erdbebens schon allein auf Grund der Tiefenlage des Herdprozesses nicht möglich ist, wurden in der Seismologie verschiedene Erdbebenskalen entwickelt.

Die ersten Erdbebenskalen, die Ende des 18. bis Ende des 19. Jahrhunderts entwickelt wurden, konnten nur die Intensität eines Erdbebens beschreiben, also die Auswirkungen auf Menschen, Tiere, Gebäude und natürliche Objekte wie Gewässer oder Berge. Im Jahre 1883 entwickelten die Geologen M. S. De Rossi und F. A. Forel eine zehnstufige Skala zur Bestimmung der Intensität von Erdbeben. Wichtiger wurde jedoch die im Jahre 1902 eingeführte zwölfteilige Mercalliskala. Sie beruht allein auf der subjektiven Einschätzung der hör- und fühlbaren Beobachtungen sowie der Schadensauswirkung auf Landschaft, Straßen oder Gebäude (Makroseismik). 1964 wurde sie zur MSK-Skala und später zur EMS-Skala weiterentwickelt.

Intensitätsskalen werden auch heute noch verwendet, wobei verschiedene Skalen existieren, die an die Bauweise und Bodenverhältnisse des jeweiligen Landes angepasst sind. Die räumliche Verteilung der Intensitäten wird häufig durch Fragebogenaktionen zuständiger Forschungseinrichtungen (in Deutschland beispielsweise bundesweit durch die BGR per Online-Formular) ermittelt und in Form von Isoseistenkarten dargestellt. Isoseisten sind Isarithmen gleicher Intensitäten.Die Möglichkeit zur Erfassung von Intensitäten beschränkt sich auf relativ dicht besiedeltes Gebiet.

Durch die Entwicklung und stetige Verbesserung von Seismometern ab der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts eröffnete sich die Möglichkeit, objektive, auf physikalischen Größen basierende Messungen vorzunehmen, was zur Entwicklung der Magnitudenskalen führte. Diese ermöglichen über empirisch gefundene Beziehungen und physikalische Gesetzmäßigkeiten, von den an seismologischen Messstationen aufgezeichneten ortsabhängigen Amplitudenwerten auf die Stärke eines Bebens zurückzuschließen.

Es gibt verschiedene Methoden, die Magnitude zu berechnen. Die unter Wissenschaftlern gebräuchlichste Magnitudenskala ist heute die Momenten-Magnituden-Skala. Von den Medien wird die in den 1930er Jahren von Charles Francis Richter und Beno Gutenberg eingeführte Richterskala am häufigsten zitiert, die auch als Lokalbebenmagnitude bezeichnet wird. Zur exakten Messung der Erdbebenstärke benutzt man Seismographen, die in 100 km Entfernung zum Epizentrum des Erdbebens liegen sollten. Mit der Richter-Skala werden die seismischen Wellen in logarithmischer Einteilung gemessen. Sie diente ursprünglich der Quantifizierung von Erdbeben im Raum Kalifornien. Liegt eine Erdbebenmessstation zu weit vom Erdbebenherd entfernt (> 1000 km) und ist die Stärke des Erdbebens zu groß (ab etwa Magnitude 6), kann diese Magnitudenskala jedoch nicht oder nur eingeschränkt verwendet werden.[8] Sie ist aufgrund der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit älteren Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in Gebrauch.


Quelle https://de.wikipedia.org/wiki/Erdbeben