Erdbeben
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Ein Erdbeben (auch Beben, Tremor oder Temblor genannt) ist eine Erschütterung der Erdoberfläche, die durch eine plötzliche Freisetzung von Energie in der Lithosphäre der Erde entsteht und seismische Wellen erzeugt. Erdbeben können unterschiedlich stark sein, von so schwach, dass sie nicht spürbar sind, bis hin zu so heftig, dass sie Gegenstände und Menschen in die Luft schleudern und ganze Städte verwüsten. Die seismische Aktivität eines Gebiets ist die Häufigkeit, Art und Größe von Erdbeben in einem bestimmten Zeitraum. Die Seismizität an einem bestimmten Ort der Erde ist die durchschnittliche Rate der Freisetzung seismischer Energie pro Volumeneinheit. Der Begriff Tremor wird auch für seismisches Grollen verwendet, das nicht von einem Erdbeben herrührt. ⓘ
An der Erdoberfläche äußern sich Erdbeben durch Erschütterungen und Verschiebungen oder Störungen des Bodens. Befindet sich das Epizentrum eines großen Erdbebens vor der Küste, kann sich der Meeresboden so weit verschieben, dass ein Tsunami entsteht. Erdbeben können auch Erdrutsche auslösen. ⓘ
Im allgemeinsten Sinne bezeichnet der Begriff Erdbeben jedes seismische Ereignis - ob natürlich oder vom Menschen verursacht -, das seismische Wellen erzeugt. Erdbeben werden meist durch das Aufbrechen geologischer Verwerfungen, aber auch durch andere Ereignisse wie vulkanische Aktivitäten, Erdrutsche, Minensprengungen und Atomtests verursacht. Der Punkt, an dem ein Erdbeben seinen Anfang nimmt, wird als Hypozentrum oder Brennpunkt bezeichnet. Das Epizentrum ist der Punkt auf Bodenhöhe direkt über dem Hypozentrum. ⓘ
Erdbeben bestehen beinahe in aller 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. ⓘ
Die zehn stärksten seit 1900 gemessenen Erdbeben fanden mit einer Ausnahme alle an der Subduktionszone rund um den Pazifik, dem sogenannten Pazifischen Feuerring, statt (s. Liste unten). ⓘ
Laut einer Analyse von mehr als 35.000 Naturkatastrophen-Ereignissen durch das Karlsruher Institut für Technologie (KIT) kamen von 1900 bis 2015 weltweit insgesamt 2,23 Millionen Menschen durch Erdbeben ums Leben. ⓘ
Natürlich auftretende Erdbeben
Tektonische Erdbeben treten überall dort in der Erde auf, wo genügend elastische Dehnungsenergie gespeichert ist, um die Bruchausbreitung entlang einer Verwerfungsebene zu fördern. Die Seiten einer Verwerfung bewegen sich nur dann reibungslos und aseismisch aneinander vorbei, wenn es keine Unregelmäßigkeiten oder Unebenheiten entlang der Verwerfungsoberfläche gibt, die den Reibungswiderstand erhöhen. Die meisten Verwerfungsflächen weisen solche Unebenheiten auf, was zu einer Art Stick-Slip-Verhalten führt. Sobald sich die Verwerfung verriegelt hat, führt die fortgesetzte Relativbewegung zwischen den Platten zu einer zunehmenden Spannung und damit zu gespeicherter Dehnungsenergie im Volumen um die Verwerfungsoberfläche. Dies setzt sich fort, bis die Spannung so weit angestiegen ist, dass die Unebenheit durchbrochen wird, was plötzlich ein Gleiten über den blockierten Teil der Verwerfung ermöglicht und die gespeicherte Energie freisetzt. Diese Energie wird in Form einer Kombination aus abgestrahlten seismischen Wellen mit elastischer Dehnung, Reibungserwärmung der Verwerfungsoberfläche und Rissbildung im Gestein freigesetzt und löst so ein Erdbeben aus. Dieser Prozess des allmählichen Aufbaus von Dehnungen und Spannungen, der von gelegentlichem plötzlichem Erdbebenversagen unterbrochen wird, wird als Theorie der elastischen Rückfederung bezeichnet. Es wird geschätzt, dass nur 10 % oder weniger der Gesamtenergie eines Erdbebens als seismische Energie abgestrahlt wird. Der größte Teil der Energie des Erdbebens wird für das Wachstum der Bruchstellen verwendet oder in Wärme umgewandelt, die durch Reibung entsteht. Daher senken Erdbeben die verfügbare elastische potenzielle Energie der Erde und erhöhen ihre Temperatur, auch wenn diese Veränderungen im Vergleich zu den konduktiven und konvektiven Wärmeflüssen aus dem tiefen Erdinneren vernachlässigbar sind. ⓘ
Arten von Erdbebenverwerfungen
Es gibt drei Haupttypen von Verwerfungen, die alle ein Zwischenplattenbeben verursachen können: Normalverwerfung, Umkehrverwerfung (Schubverwerfung) und Streikverwerfung. Normale und umgekehrte Verwerfungen sind Beispiele für Neigungsverschiebungen, 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 Gebieten auf, in denen sich die Kruste ausdehnt, z. B. an einer divergenten Grenze. Umgekehrte Verwerfungen treten in Gebieten auf, in denen die Kruste verkürzt wird, wie z. B. an einer konvergenten Grenze. Streifverwerfungen sind steile Strukturen, bei denen die beiden Seiten der Verwerfung horizontal aneinander vorbeigleiten; eine besondere Form der Streifverwerfung sind die Transformgrenzen. Viele Erdbeben werden durch Bewegungen auf Verwerfungen verursacht, die sowohl Komponenten des Eintauchens als auch des Streichens aufweisen; dies wird als Schrägverschiebung bezeichnet. ⓘ
Umgekehrte Verwerfungen, insbesondere entlang konvergenter Plattengrenzen, werden mit den stärksten Erdbeben, den Megaschubbeben, in Verbindung gebracht, darunter fast alle Erdbeben der Stärke 8 oder mehr. Megaschub-Erdbeben sind für etwa 90 % des gesamten weltweit freigesetzten seismischen Moments verantwortlich. Streifverwerfungen, insbesondere Kontinentalverschiebungen, können schwere Erdbeben bis zu einer Stärke von etwa 8 hervorrufen. Erdbeben im Zusammenhang mit normalen Verwerfungen haben im Allgemeinen eine Stärke von weniger als 7. Mit jeder Zunahme der Magnitude steigt die freigesetzte Energie um etwa das Dreißigfache. So wird bei einem Erdbeben der Stärke 6,0 etwa 32-mal mehr Energie freigesetzt als bei einem Erdbeben der Stärke 5,0, und bei einem Erdbeben der Stärke 7,0 wird 1.000-mal mehr Energie freigesetzt als bei einem Erdbeben der Stärke 5,0. Ein Erdbeben der Stärke 8,6 setzt die gleiche Energiemenge frei wie 10.000 Atombomben der Größe, die im Zweiten Weltkrieg eingesetzt wurden. ⓘ
Dies liegt daran, dass die bei einem Erdbeben freigesetzte Energie und damit seine Stärke proportional zur Fläche der Bruchstelle und zum Spannungsabfall ist. Je länger und breiter die Verwerfungsfläche ist, desto größer ist daher die Stärke des Bebens. Der oberste, spröde Teil der Erdkruste und die kühlen Platten der tektonischen Platten, die in den heißen Erdmantel abtauchen, sind die einzigen Teile unseres Planeten, die elastische Energie speichern und bei Bruchstellen freisetzen können. Gesteine, die heißer als etwa 300 °C sind, fließen als Reaktion auf Spannungen; bei Erdbeben brechen sie nicht. Die maximale beobachtete Länge von Brüchen und kartierten Verwerfungen (die bei einem einzigen Bruch brechen können) beträgt etwa 1 000 km. Beispiele hierfür sind die Erdbeben in Alaska (1957), Chile (1960) und Sumatra (2004), die alle in Subduktionszonen liegen. Die längsten Erdbebenabbrüche an Gleitverwerfungen 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 wie die Abbrüche an subduzierenden Plattenrändern, und die an normalen Verwerfungen sind sogar noch kürzer. ⓘ
Der wichtigste Parameter, der die maximale Erdbebenstärke auf einer Verwerfung bestimmt, ist jedoch nicht die maximal verfügbare Länge, sondern die verfügbare Breite, da diese um den Faktor 20 schwankt. Entlang konvergierender Plattenränder ist der Neigungswinkel der Bruchebene sehr flach, typischerweise etwa 10 Grad. Daher kann die Breite der Ebene innerhalb der oberen spröden Erdkruste 50-100 km betragen (Japan, 2011; Alaska, 1964), wodurch die stärksten Erdbeben möglich werden. ⓘ
Streichverwerfungen sind in der Regel nahezu vertikal ausgerichtet, was zu einer ungefähren Breite von 10 km innerhalb der brüchigen Kruste führt. Daher sind Erdbeben mit Magnituden von mehr als 8 nicht möglich. Die maximalen Magnituden entlang vieler normaler Verwerfungen sind sogar noch begrenzter, da viele von ihnen entlang von Spreizungszentren liegen, wie z. B. in Island, wo die Dicke der brüchigen Schicht nur etwa sechs Kilometer beträgt. ⓘ
Außerdem gibt es bei den drei Verwerfungstypen eine Hierarchie der Spannungsniveaus. Schubverwerfungen werden durch das höchste, Gleitverwerfungen durch das mittlere und Normalverwerfungen durch das niedrigste Spannungsniveau erzeugt. Dies lässt sich leicht verstehen, wenn man die Richtung der größten Hauptspannung betrachtet, also die Richtung der Kraft, die das Gestein während der Verwerfung "schiebt". Bei normalen Verwerfungen wird die Gesteinsmasse in vertikaler Richtung nach unten gedrückt, so dass die Schubkraft (größte Hauptspannung) dem Eigengewicht der Gesteinsmasse entspricht. Bei einer Schubverwerfung "entweicht" die Gesteinsmasse in Richtung der geringsten Hauptspannung, d. h. nach oben, und hebt die Gesteinsmasse an, so dass das Deckgebirge der geringsten Hauptspannung entspricht. Die Streifschrägverwerfung liegt zwischen den beiden anderen oben beschriebenen Typen. Diese unterschiedlichen Spannungszustände in den drei Verwerfungsumgebungen können zu Unterschieden im Spannungsabfall während der Verwerfung beitragen, was wiederum zu Unterschieden in der abgestrahlten Energie führt, unabhängig von den Verwerfungsabmessungen. ⓘ
Erdbeben abseits von Plattengrenzen
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Wo Plattengrenzen innerhalb der kontinentalen Lithosphäre verlaufen, verteilt sich die Verformung über ein viel größeres Gebiet als die Plattengrenze selbst. Im Fall der kontinentalen Umwandlung der San-Andreas-Verwerfung treten viele Erdbeben abseits der Plattengrenze auf und stehen im Zusammenhang mit Spannungen, die sich innerhalb der breiteren Deformationszone entwickeln, die durch größere Unregelmäßigkeiten in der Verwerfungsspur verursacht wird (z. B. die Region der "Großen Biegung"). Das Northridge-Erdbeben wurde mit einer Bewegung auf einer blinden Überschiebung innerhalb einer solchen Zone in Verbindung gebracht. Ein weiteres Beispiel ist die stark schräg verlaufende konvergente Plattengrenze zwischen der arabischen und der eurasischen Platte, die durch den nordwestlichen Teil des Zagros-Gebirges verläuft. Die mit dieser Plattengrenze verbundene Verformung ist aufgeteilt in fast reine Schubbewegungen senkrecht zur Grenze über eine breite Zone im Südwesten und fast reine Streichen-Schlupf-Bewegungen entlang der rezenten Hauptverwerfung in der Nähe der eigentlichen Plattengrenze selbst. Dies lässt sich an den Mechanismen der Erdbebenherde ablesen. ⓘ
Alle tektonischen Platten weisen interne Spannungsfelder auf, die durch die Wechselwirkung mit benachbarten Platten und die Be- und Entlastung durch Sedimentation (z. B. Deglazial) verursacht werden. Diese Spannungen können ausreichen, um ein Versagen entlang bestehender Verwerfungsebenen zu bewirken, was zu platteninternen Erdbeben führt. ⓘ
Flachfokus- und Tieffokus-Erdbeben
Die meisten tektonischen Erdbeben haben ihren Ursprung im Feuerring in einer Tiefe von nicht mehr als zehn Kilometern. Erdbeben, die in einer Tiefe von weniger als 70 km auftreten, werden als "Erdbeben mit flachem Herd" bezeichnet, während Erdbeben mit einer Herdtiefe zwischen 70 und 300 km gemeinhin als "Erdbeben mit mittlerem Herd" oder "Erdbeben mit mittlerer Tiefe" bezeichnet werden. In Subduktionszonen, in denen ältere und kältere ozeanische Kruste unter eine andere tektonische Platte abtaucht, können Erdbeben mit großer Herdtiefe in viel größeren Tiefen auftreten (zwischen 300 und 700 km). Diese seismisch aktiven Gebiete der Subduktion werden als Wadati-Benioff-Zonen bezeichnet. Tiefenfokusbeben 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 Entstehung von Erdbeben im Tiefenfokus ist die Verwerfung durch Olivin, das einen Phasenübergang in eine Spinellstruktur durchläuft. ⓘ
Erdbeben und vulkanische Aktivität
Erdbeben treten häufig in vulkanischen Regionen auf und werden dort sowohl durch tektonische Verwerfungen als auch durch die Bewegung von Magma in Vulkanen verursacht. Solche Erdbeben können als Frühwarnsystem für Vulkanausbrüche dienen, wie beim Ausbruch des Mount St. Helens 1980. Erdbebenschwärme können als Marker für die Lage des fließenden Magmas in den Vulkanen dienen. Diese Schwärme können von Seismometern und Tiltmetern (einem Gerät, das die Bodenneigung misst) aufgezeichnet und als Sensoren zur Vorhersage bevorstehender Eruptionen verwendet werden. ⓘ
Dynamik von Ausbrüchen
Ein tektonisches Erdbeben beginnt mit einem ersten Bruch an einem Punkt der Verwerfungsoberfläche, einem Prozess, der als Keimbildung bekannt ist. Das Ausmaß der Keimzone ist ungewiss, wobei einige Hinweise, wie die Bruchabmessungen der kleinsten Erdbeben, darauf hindeuten, dass sie kleiner als 100 m ist, während andere Hinweise, wie eine langsame Komponente, die sich in den Niederfrequenzspektren einiger Erdbeben zeigt, darauf hindeuten, dass sie größer ist. Die Möglichkeit, dass die Keimbildung eine Art Vorbereitungsprozess beinhaltet, wird durch die Beobachtung unterstützt, dass etwa 40 % der Erdbeben Vorbeben vorausgehen. Sobald der Bruch begonnen hat, beginnt er sich entlang der Verwerfungsoberfläche auszubreiten. Die Mechanik dieses Prozesses ist nur unzureichend erforscht, was zum Teil daran liegt, dass es schwierig ist, die hohen Gleitgeschwindigkeiten in einem Labor nachzustellen. Außerdem ist es aufgrund der Auswirkungen starker Bodenbewegungen sehr schwierig, Informationen in der Nähe einer Keimzone zu erfassen. ⓘ
Die Bruchausbreitung wird im Allgemeinen mit einem bruchmechanischen Ansatz modelliert, bei dem der Bruch mit einem sich ausbreitenden Mixed-Mode-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 Verschiebungsgeschwindigkeit über den Bruch. Erdbebenrisse breiten sich in der Regel mit Geschwindigkeiten aus, die im Bereich von 70-90 % der S-Wellen-Geschwindigkeit liegen, die unabhängig von der Erdbebengröße ist. Eine kleine Gruppe von Erdbebenbrüchen scheint sich mit Geschwindigkeiten auszubreiten, die größer sind als die S-Wellen-Geschwindigkeit. Diese Supershear-Erdbeben wurden alle bei großen Streikgleiten beobachtet. Die ungewöhnlich große Zone koseismischer Schäden, die durch das Kunlun-Erdbeben von 2001 verursacht wurde, wird auf die Auswirkungen des Schallbooms zurückgeführt, der bei solchen Erdbeben entsteht. Einige Erdbebenausbrüche bewegen sich mit ungewöhnlich niedrigen Geschwindigkeiten und werden als langsame Erdbeben bezeichnet. Eine besonders gefährliche Form eines langsamen Erdbebens ist das Tsunami-Erdbeben, das beobachtet wird, wenn die relativ geringe gefühlte Intensität, die durch die langsame Ausbreitungsgeschwindigkeit einiger großer Erdbeben verursacht wird, die Bevölkerung an der benachbarten Küste nicht alarmiert, wie beim Sanriku-Erdbeben von 1896. ⓘ
Ko-seismischer Überdruck und Wirkung des Porendrucks
Während eines Erdbebens können sich an der Verwerfungsebene hohe Temperaturen entwickeln, die den Porendruck erhöhen und so zur Verdampfung des bereits im Gestein enthaltenen Grundwassers führen. In der koseismischen Phase kann ein solcher Anstieg die Gleitentwicklung 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 Kluftnetz ausbreitet. Aus der Sicht der Mohr-Coulomb-Festigkeitstheorie verringert ein Anstieg des Flüssigkeitsdrucks die Normalspannung, die auf die Verwerfungsebene wirkt und sie an Ort und Stelle hält, und Flüssigkeiten können eine schmierende Wirkung ausüben. Da der thermische Überdruck eine positive Rückkopplung zwischen Gleiten und Festigkeitsabfall an der Verwerfungsebene bewirken kann, wird allgemein angenommen, dass er die Instabilität des Verwerfungsprozesses verstärken kann. Nach dem Hauptbeben verursacht der Druckgradient zwischen der Verwerfungsebene und dem benachbarten Gestein einen Flüssigkeitsstrom, der den Porendruck in den umgebenden Bruchnetzen erhöht; ein solcher Anstieg kann neue Verwerfungsprozesse auslösen, indem benachbarte Verwerfungen reaktiviert werden, was zu Nachbeben führt. Analog dazu kann eine künstliche Erhöhung des Porendrucks durch Flüssigkeitsinjektion in die Erdkruste Seismizität auslösen. ⓘ
Gezeitenkräfte
Gezeiten können eine gewisse Seismizität hervorrufen. ⓘ
Erdbebencluster
Die meisten Erdbeben sind Teil einer Abfolge, die örtlich und zeitlich miteinander verbunden sind. Die meisten Erdbebencluster bestehen aus kleinen Erschütterungen, die wenig oder gar keine Schäden verursachen, aber es gibt eine Theorie, dass sich Erdbeben in einem regelmäßigen Muster wiederholen können. ⓘ
Nachbeben
Ein Nachbeben ist ein Erdbeben, das nach einem vorangegangenen Erdbeben, dem Hauptbeben, auftritt. Die Hauptursachen für diese Nachbeben sind rasche Spannungsänderungen zwischen den Gesteinen und die Belastung durch das ursprüngliche Erdbeben sowie die Kruste um die zerrissene Verwerfungsebene, die sich an die Auswirkungen des Hauptbebens anpasst. Ein Nachbeben liegt in der gleichen Region wie das Hauptbeben, hat aber immer eine geringere Stärke, kann aber dennoch stark genug sein, um noch mehr Schäden an Gebäuden zu verursachen, die bereits durch das ursprüngliche Beben beschädigt wurden. Wenn ein Nachbeben größer ist als das Hauptbeben, wird das Nachbeben als Hauptbeben und das ursprüngliche Hauptbeben als Vorbeben bezeichnet. Nachbeben entstehen, wenn sich die Kruste um die verschobene Verwerfungsebene an die Auswirkungen des Hauptbebens anpasst. ⓘ
Erdbebenschwärme
Erdbebenschwärme sind Folgen von Erdbeben, die sich in einem bestimmten Gebiet innerhalb eines kurzen Zeitraums ereignen. Sie unterscheiden sich von Erdbeben, auf die eine Reihe von Nachbeben folgt, dadurch, dass kein einzelnes Erdbeben in der Folge offensichtlich das Hauptbeben ist, so dass keines eine nennenswert höhere Magnitude als ein anderes hat. Ein Beispiel für einen Erdbebenschwarm ist die Aktivität im Yellowstone-Nationalpark im Jahr 2004. Im August 2012 erschütterte ein Schwarm von Erdbeben das Imperial Valley in Südkalifornien, die stärkste aufgezeichnete Aktivität in diesem Gebiet seit den 1970er Jahren. ⓘ
Manchmal kommt es zu einer Serie von Erdbeben, die als Erdbebensturm bezeichnet wird, bei dem die Erdbeben in Gruppen auf eine Verwerfung treffen und jeweils durch die Erschütterungen oder die Spannungsverteilung der vorangegangenen Erdbeben ausgelöst werden. Ähnlich wie Nachbeben, aber auf benachbarten Verwerfungsabschnitten, treten diese Stürme im Laufe von Jahren auf, wobei einige der späteren Beben ebenso schädlich sind wie die frühen. Ein solches Muster wurde bei der Abfolge von etwa einem Dutzend Erdbeben beobachtet, die sich im 20. Jahrhundert an der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei ereigneten, und es wurde auch für ältere anomale Häufungen großer Erdbeben im Nahen Osten abgeleitet. ⓘ
Intensität des Erdbebens und Stärke der Erdbeben
Das Beben oder Schütteln der Erde ist ein weit verbreitetes Phänomen, das den Menschen zweifellos seit frühester Zeit bekannt ist. Vor der Entwicklung von Beschleunigungsmessern für starke Bewegungen, mit denen die Spitzengeschwindigkeit und -beschleunigung des Bodens direkt gemessen werden können, wurde die Intensität des Erdbebens auf der Grundlage der beobachteten Auswirkungen geschätzt, die auf verschiedenen seismischen Intensitätsskalen eingestuft wurden. Erst im letzten Jahrhundert wurde die Quelle solcher Erschütterungen als Risse in der Erdkruste identifiziert, wobei die Intensität der Erschütterungen an einem beliebigen Ort nicht nur von den örtlichen Bodenverhältnissen, sondern auch von der Stärke oder Größe des Risses und von seiner Entfernung abhängt. ⓘ
Die erste Skala zur Messung von Erdbebenstärken wurde 1935 von Charles F. Richter entwickelt. Nachfolgende Skalen (siehe seismische Magnitudenskalen) haben ein wesentliches Merkmal beibehalten, nämlich dass jede Einheit einen zehnfachen Unterschied in der Amplitude des Bodenbebens und einen 32-fachen Unterschied in der Energie darstellt. Nachfolgende Skalen werden ebenfalls so angepasst, dass sie innerhalb der Grenzen der Skala ungefähr den gleichen numerischen Wert haben. ⓘ
Obwohl die Massenmedien Erdbebenstärken üblicherweise als "Richter-Magnitude" oder "Richter-Skala" angeben, ist es gängige Praxis der meisten seismologischen Behörden, die Stärke eines Erdbebens auf der Momenten-Magnituden-Skala auszudrücken, die auf der tatsächlich von einem Erdbeben freigesetzten Energie basiert. ⓘ
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. ⓘ
Häufigkeit des Auftretens
Schätzungen zufolge ereignen sich jedes Jahr etwa 500 000 Erdbeben, die mit den heutigen Instrumenten erfasst werden können. Etwa 100.000 davon sind spürbar. Kleinere Erdbeben ereignen sich fast ständig auf der ganzen Welt, z. B. in Kalifornien und Alaska in den USA sowie in El Salvador, Mexiko, Guatemala, Chile, Peru, Indonesien, den Philippinen, Iran, Pakistan, auf den Azoren in Portugal, in der Türkei, in Neuseeland, Griechenland, Italien, Indien, Nepal und Japan. Größere Erdbeben treten seltener auf, wobei das Verhältnis exponentiell ist; beispielsweise ereignen sich in einem bestimmten Zeitraum etwa zehnmal so viele Erdbeben der Stärke 4 wie Erdbeben der Stärke 5. Für das Vereinigte Königreich (mit geringer Seismizität) wurde beispielsweise berechnet, dass die durchschnittlichen Wiederholungen wie folgt aussehen ein Erdbeben der Stärke 3,7-4,6 jedes Jahr, ein Erdbeben der Stärke 4,7-5,5 alle 10 Jahre und ein Erdbeben der Stärke 5,6 oder mehr alle 100 Jahre. Dies ist ein Beispiel für das Gutenberg-Richter-Gesetz. ⓘ
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Die Zahl der seismischen Stationen hat sich von etwa 350 im Jahr 1931 auf viele Tausend erhöht. Infolgedessen werden viel mehr Erdbeben gemeldet als früher, was aber eher auf die stark verbesserte Instrumentierung zurückzuführen ist als auf eine Zunahme der Zahl der Erdbeben. 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 geblieben ist. In den letzten Jahren ist die Zahl der schweren Erdbeben pro Jahr zurückgegangen, wobei es sich wahrscheinlich eher um eine statistische Schwankung als um einen systematischen Trend handelt. Ausführlichere Statistiken über die Größe und Häufigkeit von Erdbeben sind bei der United States Geological Survey (USGS) erhältlich. In jüngster Zeit wurde ein Anstieg der Zahl schwerer Erdbeben festgestellt, der durch ein zyklisches Muster von Perioden intensiver tektonischer Aktivität erklärt werden könnte, die von längeren Perioden geringer Intensität unterbrochen werden. Mit der genauen Aufzeichnung von Erdbeben wurde jedoch erst in den frühen 1900er Jahren begonnen, so dass es noch zu früh ist, dies kategorisch zu behaupten. ⓘ
Die meisten Erdbeben weltweit (90 % und 81 % der stärksten) ereignen sich in der 40 000 km langen, hufeisenförmigen Zone, dem so genannten zirkumpazifischen Erdbebengürtel, der auch als Pazifischer Feuerring bezeichnet wird und größtenteils die Pazifische Platte umschließt. Auch entlang anderer Plattengrenzen, wie etwa entlang des Himalaya-Gebirges, kommt es häufig zu schweren Erdbeben. ⓘ
Angesichts des raschen Wachstums von Megastädten wie Mexiko-Stadt, Tokio und Teheran in Gebieten mit hohem Erdbebenrisiko warnen einige Seismologen, dass ein einziges Beben bis zu drei Millionen Menschen das Leben kosten könnte. ⓘ
Induzierte Seismizität
Die meisten Erdbeben werden zwar durch die Bewegung der tektonischen Platten der Erde verursacht, doch auch menschliche Aktivitäten können Erdbeben hervorrufen. Sowohl oberirdische als auch unterirdische Aktivitäten können die Spannungen in der Erdkruste verändern, z. B. der Bau von Lagerstätten, die Förderung von Ressourcen wie Kohle oder Öl und die Injektion von Flüssigkeiten in den Untergrund zur Abfallentsorgung oder zum Fracking. Die meisten dieser Erdbeben haben eine geringe Stärke. Das Erdbeben von Oklahoma im Jahr 2011 mit einer Stärke von 5,7 wurde vermutlich durch die Einleitung von Abwässern aus der Ölförderung in Injektionsbohrungen verursacht, und Studien weisen darauf hin, dass die Ölindustrie des Bundesstaates die Ursache für andere Erdbeben im vergangenen Jahrhundert war. Eine Studie der Columbia University legt nahe, dass das Erdbeben der Stärke 8,0 im Jahr 2008 in Sichuan durch die Belastung des Zipingpu-Damms ausgelöst wurde, obwohl dieser Zusammenhang nicht eindeutig bewiesen werden konnte. ⓘ
Messung und Ortung von Erdbeben
Die instrumentellen Skalen, die zur Beschreibung der Größe eines Erdbebens verwendet werden, begannen in den 1930er Jahren mit der Richter-Magnitudenskala. Sie ist ein relativ einfaches Maß für die Amplitude eines Ereignisses und wird im 21. Seismische Wellen wandern durch das Erdinnere und können von Seismometern in großer Entfernung aufgezeichnet werden. Die Oberflächenwellenmagnitude wurde in den 1950er Jahren entwickelt, um entfernte Erdbeben zu messen und die Genauigkeit bei größeren Ereignissen zu verbessern. Die Momentenmagnitudenskala misst nicht nur die Amplitude des Schocks, sondern berücksichtigt auch das seismische Moment (Gesamtbruchfläche, durchschnittlicher Schlupf der Verwerfung und Steifigkeit des Gesteins). Die seismische Intensitätsskala der Japan Meteorological Agency, die Medwedew-Sponheuer-Karnik-Skala und die Mercalli-Intensitätsskala basieren auf den beobachteten Auswirkungen und beziehen sich auf die Intensität der Erschütterungen. ⓘ
Jedes Beben erzeugt verschiedene Arten von seismischen Wellen, die sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten durch das Gestein bewegen:
- Longitudinale P-Wellen (Stoß- oder Druckwellen)
- Transversale S-Wellen (beide Körperwellen)
- Oberflächenwellen - (Rayleigh- und Love-Wellen)
Die Ausbreitungsgeschwindigkeit der seismischen Wellen durch festes Gestein reicht von ca. 3 km/s bis zu 13 km/s, abhängig von der 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 Unterschiede in der Laufzeit vom Epizentrum bis zum Observatorium sind ein Maß für die Entfernung und können dazu verwendet werden, sowohl die Quellen von Beben als auch Strukturen im Erdinneren abzubilden. Auch die Tiefe des Hypozentrums kann grob berechnet werden. ⓘ
In der oberen Kruste bewegen sich P-Wellen mit einer Geschwindigkeit von 2-3 km pro Sekunde (oder weniger) in Böden und unverfestigten Sedimenten und steigen in festem Gestein auf 3-6 km pro Sekunde an. In der unteren Kruste bewegen sie sich mit etwa 6-7 km pro Sekunde; im tiefen Erdmantel steigt die Geschwindigkeit auf etwa 13 km pro Sekunde. Die Geschwindigkeit der S-Wellen reicht von 2-3 km pro Sekunde in leichten Sedimenten und 4-5 km pro Sekunde in der Erdkruste bis zu 7 km pro Sekunde im tiefen Erdmantel. Dies hat zur Folge, dass die ersten Wellen eines weit entfernten Erdbebens über den Erdmantel zu einem Observatorium gelangen. ⓘ
Im Durchschnitt entspricht der Kilometerabstand zum Erdbeben der Anzahl der Sekunden zwischen der P- und der S-Welle mal 8. Leichte Abweichungen werden durch Inhomogenitäten der Untergrundstruktur verursacht. Durch eine solche Analyse von Seismogrammen wurde der Erdkern 1913 von Beno Gutenberg lokalisiert. ⓘ
S-Wellen und später eintreffende Oberflächenwellen richten im Vergleich zu P-Wellen den meisten Schaden an. P-Wellen quetschen und dehnen das Material in der gleichen Richtung, in der sie sich bewegen, während S-Wellen den Boden auf und ab und hin und her schütteln. ⓘ
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 (F-E-Regionen) unterteilt, die auf politischen und geografischen Grenzen sowie auf der seismischen Aktivität basieren. Aktivere Zonen werden in kleinere F-E-Regionen unterteilt, während weniger aktive Zonen zu größeren F-E-Regionen gehören. ⓘ
Die Standardberichte über Erdbeben umfassen die Magnitude, das Datum und die Uhrzeit des Auftretens, die geografischen Koordinaten des Epizentrums, die Tiefe des Epizentrums, die geografische Region, die Entfernungen zu den Bevölkerungszentren, die Unsicherheit des Standorts, mehrere Parameter, die in den USGS-Erdbebenberichten enthalten sind (Anzahl der Stationen, die sich gemeldet haben, Anzahl der Beobachtungen usw.), sowie eine eindeutige Ereignis-ID. ⓘ
Obwohl traditionell relativ langsame seismische Wellen zur Erkennung von Erdbeben verwendet wurden, erkannten Wissenschaftler 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") 2011. ⓘ
Die Bruchfläche, die das Erdbeben auslöst, wird in ihrer Gesamtheit als „Herdfläche“ bezeichnet. In den meisten Fällen erreicht diese Bruchfläche die Erdoberfläche nicht, sodass der Erdbebenherd in der Regel nicht sichtbar wird. Im Fall eines größeren Erdbebens, dessen Hypozentrum in nur geringer Tiefe liegt, kann die Herdfläche bis an die Erdoberfläche reichen und dort zu einem deutlichen Versatz führen. Der genaue Ablauf des Bruchprozesses legt die „Abstrahlcharakteristik“ des Bebens fest, bestimmt also, wie viel Energie in Form von seismischen Wellen in jede Richtung des Raumes abgestrahlt wird. Dieser Bruchmechanismus wird als Herdvorgang bezeichnet. Der Ablauf des Herdvorganges kann aus der Analyse von Ersteinsätzen an Messstationen rekonstruiert werden. Das Ergebnis einer solchen Berechnung ist die Herdflächenlösung. ⓘ
Auswirkungen von Erdbeben
Zu den Auswirkungen von Erdbeben gehören unter anderem folgende: ⓘ
Erschütterungen und Bodenbrüche
Erschütterungen und Bodenbrüche sind die Hauptwirkungen von Erdbeben, die in erster Linie zu mehr oder weniger schweren Schäden an Gebäuden und anderen festen Strukturen führen. Die Schwere der lokalen Auswirkungen hängt von der komplexen Kombination aus der Erdbebenstärke, der Entfernung vom Epizentrum und den lokalen geologischen und geomorphologischen Bedingungen ab, die die Wellenausbreitung verstärken oder verringern können. Die Bodenerschütterung wird durch die Bodenbeschleunigung gemessen. ⓘ
Bestimmte lokale geologische, geomorphologische und geostrukturelle Merkmale können selbst bei Erdbeben geringer Intensität starke Erschütterungen an der Bodenoberfläche hervorrufen. Dieser Effekt wird als Standort- oder lokale Verstärkung bezeichnet. Er ist hauptsächlich auf die Übertragung der seismischen Bewegung von harten, tiefen Böden auf weiche, oberflächennahe Böden und auf die Auswirkungen der Fokussierung der seismischen Energie aufgrund der typischen geometrischen Gegebenheiten solcher Ablagerungen zurückzuführen. ⓘ
Ein Grundbruch ist ein sichtbarer Bruch und eine Verschiebung der Erdoberfläche entlang der Verwerfungsspur, die bei schweren Erdbeben mehrere Meter betragen kann. Bodenbrüche stellen ein großes Risiko für große Bauwerke wie Dämme, Brücken und Kernkraftwerke dar und erfordern eine sorgfältige Kartierung der vorhandenen Verwerfungen, um diejenigen zu ermitteln, bei denen die Wahrscheinlichkeit besteht, dass die Erdoberfläche während der Lebensdauer des Bauwerks aufbricht. ⓘ
Verflüssigung des Bodens
Bodenverflüssigung tritt auf, wenn wassergesättigtes körniges Material (z. B. Sand) aufgrund von Erschütterungen vorübergehend seine Festigkeit verliert und sich von einem festen in einen flüssigen Zustand verwandelt. Bodenverflüssigung kann dazu führen, dass starre Strukturen wie Gebäude und Brücken kippen oder in den verflüssigten Ablagerungen versinken. Beim Erdbeben in Alaska im Jahr 1964 beispielsweise führte die Bodenverflüssigung dazu, dass viele Gebäude im Boden versanken und schließlich in sich zusammenstürzten. ⓘ
Menschliche Einflüsse
Ein Erdbeben kann zu Verletzungen und zum Verlust von Menschenleben, zu Straßen- und Brückenschäden, zu allgemeinen Sachschäden und zum Einsturz oder zur Destabilisierung von Gebäuden (was zu einem zukünftigen Einsturz führen kann) führen. Die Folgen können Krankheiten, Mangel an lebensnotwendigen Gütern, psychische Folgen wie Panikattacken und Depressionen bei den Überlebenden und höhere Versicherungsprämien sein. ⓘ
Erdrutsche
Erdbeben können zur Instabilität von Hängen und damit zu Erdrutschen führen, einer großen geologischen Gefahr. Die Gefahr von Erdrutschen kann auch dann noch bestehen, wenn die Rettungskräfte bereits mit der Bergung beschäftigt sind. ⓘ
Brände
Erdbeben können Brände verursachen, indem sie Strom- oder Gasleitungen beschädigen. Bei einem Bruch von Wasserleitungen und einem Druckverlust kann es auch schwierig werden, die Ausbreitung eines Brandes zu stoppen, wenn er einmal ausgebrochen ist. Beim Erdbeben in San Francisco im Jahr 1906 starben beispielsweise mehr Menschen durch Brände als durch das Erdbeben selbst. ⓘ
Tsunami
Tsunamis sind Meereswellen mit langer Wellenlänge und langer Periode, die durch die plötzliche oder abrupte Bewegung großer Wassermassen entstehen - auch bei Erdbeben auf See. Auf dem offenen Ozean kann der Abstand zwischen den Wellenbergen mehr als 100 Kilometer betragen, und die Dauer der Wellen kann zwischen fünf Minuten und einer Stunde variieren. Solche Tsunamis bewegen sich je nach Wassertiefe mit 600 bis 800 Kilometern pro Stunde. Große Wellen, die durch ein Erdbeben oder einen unterseeischen Erdrutsch ausgelöst werden, können nahe gelegene Küstengebiete innerhalb weniger Minuten überschwemmen. Tsunamis können auch Tausende von Kilometern über den offenen Ozean zurücklegen und noch Stunden nach dem Erdbeben, das sie ausgelöst hat, an fernen Küsten Zerstörung anrichten. ⓘ
Normalerweise verursachen Subduktionsbeben mit einer Stärke von weniger als 7,5 keine Tsunamis, auch wenn dies in einigen Fällen beobachtet wurde. Die meisten zerstörerischen Tsunamis werden durch Erdbeben der Stärke 7,5 oder mehr ausgelöst. ⓘ
Überschwemmungen
Überschwemmungen können eine Nebenwirkung von Erdbeben sein, wenn Dämme beschädigt werden. Erdbeben können Erdrutsche verursachen, die Flüsse aufstauen, die dann zusammenbrechen und Überschwemmungen verursachen. ⓘ
Das Gebiet unterhalb des Sarez-Sees in Tadschikistan ist von katastrophalen Überschwemmungen bedroht, wenn der durch das Erdbeben entstandene Erdrutschdamm, der so genannte Usoi-Damm, bei einem künftigen Erdbeben versagen sollte. Nach Hochrechnungen könnte die Überschwemmung etwa 5 Millionen Menschen betreffen. ⓘ
Stärkste gemessene Erdbeben
Die folgende Liste wurde nach Angaben des USGS zusammengestellt. Die Werte beziehen sich, wenn nicht anders angegeben, auf die Momenten-Magnitude MW, wobei zu berücksichtigen ist, dass unterschiedliche Magnitudenskalen nicht direkt miteinander vergleichbar sind. Es werden die Werte angegeben, die das International Seismological Centre veröffentlicht. ⓘ
| Rang | Bezeichnung | Ort | Datum | Stärke | Anmerkungen ⓘ |
|---|---|---|---|---|---|
| 1. | Erdbeben von Valdivia 1960 | Chile | 22. Mai 1960 | 9,6 | ca. 5.000 Tote |
| 2. | Karfreitagsbeben 1964 | Alaska | 27. März 1964 | 9,3 | Tsunami mit einer maximalen Höhe von etwa 67 Metern |
| 3. | Erdbeben im Indischen Ozean 2004 | vor Sumatra | 26. Dezember 2004 | 9,1 | Durch das Beben und den nachfolgenden Tsunami starben etwa 230.000 Menschen. Über 1,7 Millionen Küstenbewohner rund um den Indischen Ozean wurden obdachlos. |
| 4. | Tōhoku-Erdbeben 2011 | östlich vor Honshū, Japan | 11. März 2011 | 9,0 | Das „bislang teuerste Erdbeben überhaupt“: 18.500 Menschen starben, 450.000 Menschen wurden obdachlos, und es entstand ein direkter Schaden von etwa 296 Milliarden Euro.
Bis zum 7. April 2011 wurden 12.750 Tote und 14.706 Vermisste gezählt, die Opfer des Bebens und des nachfolgenden Tsunamis waren. Aufgrund des Tsunamis kam es auch zur Fukushima-Katastrophe für die Kernreaktorblöcke der Atomkraftwerke Fukushima Daiichi. Die Kraftwerke Fukushima Daini, Onagawa und Tōkai wurden auch getroffen, erlitten aber nur geringe Schäden. Es gab hunderte Brände und langfristige Stromausfälle in Millionen von Haushalten. |
| 5. | Erdbeben von Kamtschatka 1952 | Kamtschatka, Russland | 4. November 1952 | 8,9 | |
| 6. | Erdbeben in Chile 2010 | Chile | 27. Februar 2010 | 8,8 | 521 Tote, 56 Vermisste |
| 6. | Erdbeben Ecuador-Kolumbien 1906 | Ecuador / Kolumbien | 31. Januar 1906 | 8,8 | ca. 1.000 Tote |
| 7. | Erdbeben bei den Rat Islands 1965 | Rat Islands, Alaska | 4. Februar 1965 | 8,7 | |
| 8. | Erdbeben vor Sumatra 2012 | vor der Küste Sumatras | 11. April 2012 | 8,6 | |
| 8. | Erdbeben vor Sumatra 2005 | vor Nord-Sumatra | 28. März 2005 | 8,6 | Über 1.000 Tote |
| 8. | Erdbeben in Araucanía 1960 | Araucanía | 22. Mai 1960 | 8,6 | |
| 8. | Erdbeben bei den Andreanof Islands 1957 | Andreanof Islands, Alaska | 19. März 1957 | 8,6 | |
| 8. | Assam-Erdbeben 1950 | Grenzregion China-Indien | 15. August 1950 | 8,6 | 1.526 Tote Es ist das stärkste registrierte Erdbeben an Land. |
| 8. | Erdbeben bei den Aleuten 1946 | bei den Aleuten | 1. April 1946 | 8,6 |
Eines der verheerendsten Erdbeben der 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 Region waren Yaodongs - in den Lösshang gehauene Behausungen - und viele Opfer kamen ums Leben, als diese Gebäude einstürzten. Das Tangshan-Erdbeben von 1976, bei dem zwischen 240.000 und 655.000 Menschen ums Leben kamen, war das tödlichste des 20. ⓘ
Die Erdbeben, die den größten Verlust an Menschenleben verursachten, waren zwar stark, aber auch tödlich, weil sie entweder in der Nähe dicht besiedelter Gebiete oder des Ozeans stattfanden, wo Erdbeben oft Tsunamis auslösen, die Gemeinden in Tausenden von Kilometern Entfernung verwüsten können. Zu den Regionen mit dem höchsten Risiko für große Verluste an Menschenleben gehören solche, in denen Erdbeben relativ selten, aber stark sind, sowie arme Regionen mit laxen, nicht durchgesetzten oder gar nicht vorhandenen seismischen Bauvorschriften. ⓘ
Vorhersage
Die Erdbebenvorhersage ist ein Teilgebiet der Seismologie, das sich mit der Bestimmung von Zeitpunkt, Ort und Stärke künftiger Erdbeben innerhalb bestimmter Grenzen befasst. Es wurden viele Methoden entwickelt, um Zeit und Ort von Erdbeben vorherzusagen. Trotz erheblicher Forschungsanstrengungen der Seismologen können wissenschaftlich reproduzierbare Vorhersagen für einen bestimmten Tag oder Monat noch nicht gemacht werden. ⓘ
Vorhersage
Während die Vorhersage in der Regel als eine Art der Vorhersage betrachtet wird, wird die Erdbebenvorhersage häufig von der Erdbebenvorhersage unterschieden. Die Erdbebenvorhersage befasst sich mit der probabilistischen Bewertung der allgemeinen Erdbebengefährdung, einschließlich der Häufigkeit und Stärke von Schadensbeben in einem bestimmten Gebiet über Jahre oder Jahrzehnte. Für gut erforschte Verwerfungen kann die Wahrscheinlichkeit abgeschätzt werden, dass ein Segment in den nächsten Jahrzehnten ausbricht. ⓘ
Es wurden Erdbebenwarnsysteme entwickelt, die eine regionale Benachrichtigung über ein laufendes Erdbeben liefern können, bevor sich die Erdoberfläche zu bewegen beginnt, so dass die Menschen innerhalb der Reichweite des Systems möglicherweise Schutz suchen können, bevor die Auswirkungen des Erdbebens spürbar werden. ⓘ
Vorbeugung
Ziel des Erdbebeningenieurwesens ist es, die Auswirkungen von Erdbeben auf Gebäude und andere Bauwerke vorherzusehen und solche Bauwerke so zu gestalten, dass das Risiko von Schäden minimiert wird. Bestehende Bauwerke können durch seismische Nachrüstung so verändert werden, dass sie erdbebensicherer werden. Eine Erdbebenversicherung kann Gebäudeeigentümern einen finanziellen Schutz gegen Verluste infolge von Erdbeben bieten. Eine Regierung oder Organisation kann Strategien für das Notfallmanagement anwenden, um Risiken zu mindern und sich auf die Folgen vorzubereiten. ⓘ
Künstliche Intelligenz kann bei der Bewertung von Gebäuden und der Planung von Vorsorgemaßnahmen helfen: Das Expertensystem Igor ist Teil eines mobilen Labors, das die Verfahren zur seismischen Bewertung von Mauerwerksgebäuden und die Planung von Nachrüstungsmaßnahmen an ihnen unterstützt. Es wurde bereits erfolgreich bei der Bewertung von Gebäuden in Lissabon, Rhodos und Neapel eingesetzt. ⓘ
Auch der Einzelne kann sich vorbereiten, indem er z. B. Warmwasserbereiter und schwere Gegenstände, an denen sich jemand verletzen könnte, sichert, Absperrvorrichtungen für Versorgungseinrichtungen ausfindig macht und sich darüber informiert, was zu tun ist, wenn das Beben beginnt. Für Gebiete in der Nähe großer Gewässer umfasst die Erdbebenvorsorge auch die Möglichkeit eines durch ein großes Beben verursachten Tsunamis. ⓘ
Historische Ansichten
Von der Lebenszeit des griechischen Philosophen Anaxagoras im 5. Jahrhundert v. Chr. bis zum 14. Jahrhundert n. Chr. wurden Erdbeben in der Regel auf "Luft (Dämpfe) in den Hohlräumen der Erde" zurückgeführt. Thales von Milet (625-547 v. Chr.) war die einzige dokumentierte Person, die glaubte, dass Erdbeben durch Spannungen zwischen Erde und Wasser verursacht werden. Es gab auch andere Theorien, darunter die des griechischen Philosophen Anaxamines (585-526 v. Chr.), der glaubte, dass kurze, schräge Episoden von Trockenheit und Nässe seismische Aktivitäten verursachten. Der griechische Philosoph Demokrit (460-371 v. Chr.) machte Wasser im Allgemeinen für Erdbeben verantwortlich. Plinius der Ältere bezeichnete Erdbeben als "unterirdische Gewitterstürme". ⓘ
Neuere Studien
In neueren Studien behaupten Geologen, dass die globale Erwärmung einer der Gründe für die erhöhte seismische Aktivität ist. Demnach stören das Abschmelzen der Gletscher und der Anstieg des Meeresspiegels das Druckgleichgewicht auf den tektonischen Platten der Erde, was zu einer Zunahme der Häufigkeit und Intensität von Erdbeben führt. ⓘ
In der Kultur
Mythologie und Religion
In der nordischen Mythologie wurden Erdbeben als gewalttätiges 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 zur Strafe in einer Höhle mit einer giftigen Schlange über seinem Kopf gefesselt, aus der Gift tropfte. Lokis Frau Sigyn stand ihm mit einer Schale zur Seite, um das Gift aufzufangen, aber jedes Mal, wenn sie die Schale leeren musste, tropfte das Gift auf Lokis Gesicht, was ihn dazu zwang, seinen Kopf wegzuwerfen und gegen seine Fesseln zu strampeln, was die Erde zum Beben brachte. ⓘ
In der griechischen Mythologie war Poseidon der Verursacher und Gott der Erdbeben. Wenn er schlecht gelaunt war, schlug er mit einem Dreizack auf den Boden und verursachte Erdbeben und andere Katastrophen. Er benutzte Erdbeben auch, um die Menschen zu bestrafen und ihnen aus Rache Angst einzujagen. ⓘ
In der japanischen Mythologie ist Namazu (鯰) ein riesiger Wels, der Erdbeben verursacht. Namazu lebt im Schlamm unter der Erde und wird von dem Gott Kashima bewacht, der den Fisch mit einem Stein zurückhält. Wenn Kashima seinen Wächter fallen lässt, stürzt Namazu umher und verursacht heftige Erdbeben. ⓘ
In der Volkskultur
In der modernen Populärkultur ist die Darstellung von Erdbeben geprägt von der Erinnerung an große zerstörte Städte wie Kobe im Jahr 1995 oder San Francisco im Jahr 1906. Fiktive Erdbeben ereignen sich meist plötzlich und ohne Vorwarnung. Aus diesem Grund beginnen Geschichten über Erdbeben im Allgemeinen mit der Katastrophe und konzentrieren sich auf die 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 Murakami schildert in seiner Kurzgeschichtensammlung After the Quake die Folgen des Erdbebens von Kobe 1995. ⓘ
Das populärste einzelne Erdbeben in der Belletristik ist das hypothetische "Big One", das eines Tages an der kalifornischen San-Andreas-Verwerfung erwartet wird, wie es unter anderem in den Romanen Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) und San Andreas (2015) beschrieben wird. In Jacob M. Appels vielbeachteter Kurzgeschichte A Comparative Seismology (Eine vergleichende Seismologie) geht es um einen Hochstapler, der eine ältere Frau davon überzeugt, dass ein apokalyptisches Erdbeben unmittelbar bevorsteht. ⓘ
Zeitgenössische Darstellungen von Erdbeben in Filmen spiegeln auf unterschiedliche Weise die menschlichen psychologischen Reaktionen auf das tatsächliche Trauma wider, das bei den direkt betroffenen Familien und ihren Angehörigen verursacht werden kann. Die Forschung zur psychischen Gesundheit im Katastrophenfall betont die Notwendigkeit, sich der verschiedenen Rollen bewusst zu sein, die der Verlust von Familienmitgliedern und wichtigen Gemeindemitgliedern, der Verlust des Zuhauses und der vertrauten Umgebung sowie der Verlust von lebenswichtigen Vorräten und Dienstleistungen für das Überleben spielen. Insbesondere für Kinder hat sich gezeigt, dass die Verfügbarkeit von Erwachsenen, die sie nach dem Erdbeben beschützen, ernähren und kleiden und ihnen helfen, das Geschehene zu verarbeiten, für ihre emotionale und körperliche Gesundheit noch wichtiger ist als die einfache Bereitstellung von Lebensmitteln. Wie nach anderen Katastrophen mit Zerstörung und Verlust von Menschenleben und deren Darstellung in den Medien, zuletzt beim Erdbeben in Haiti 2010, zu beobachten war, ist es auch wichtig, die Reaktionen auf Verlust und Vertreibung oder die Unterbrechung der staatlichen Verwaltung und Dienstleistungen nicht zu pathologisieren, sondern diese Reaktionen zu validieren und konstruktive Problemlösungen und Überlegungen zu unterstützen, wie man die Bedingungen der Betroffenen verbessern könnte. ⓘ
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. ⓘ
Messung, Erforschung, Ursachen und Folgen von Erdbeben
Frostbeben
Sehr flachgründige und nur lokal spürbare Erdbeben können durch Frost ausgelöst werden, 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. ⓘ
Erdbeben aufgrund menschlicher Aktivitäten
Neben natürlich ausgelösten Erdbeben gibt es auch anthropogene, also menschengemachte. Diese induzierte Seismizität ist nicht zwangsläufig absichtlich oder wissentlich herbeigeführt, wie z. B. im Fall von aktiver Seismik oder infolge von Atomwaffentests, sondern es sind oft Ereignisse, die als unbeabsichtigte „Nebenwirkungen“ menschlicher Aktivitäten auftreten. Zu diesen Aktivitäten gehören unter anderem die Förderung fossiler Kohlenwasserstoffe (Erdöl und Erdgas), die durch Veränderung des Porendrucks die Spannungsverhältnisse im Gestein der Lagerstätte verändert, oder auch die (versuchte) Nutzung von Erdwärme (→ Geothermie). ⓘ
Anthropogene Erdbeben finden auch beim Einsturz von bergbaulich verursachten unterirdischen Hohlräumen (Gebirgsschlag) statt. Die Magnitude dieser Erdbeben liegt in den allermeisten Fällen im Bereich von Mikrobeben oder Ultramikrobeben. Nur selten erreicht sie den Wert spürbarer Beben. ⓘ
Einige der stärksten anthropogenen Erdbeben ereigneten sich infolge des Aufstauens großer Wassermengen in Stauseen durch die Auflasterhöhung im Untergrund in der Nähe großer Verwerfungen. Das Wenchuan-Erdbeben in China im Jahr 2008 (Magnitude 7,9), das rund 90.000 Todesopfer forderte, gilt als Kandidat für das bislang stärkste durch Stauseen ausgelöste Erdbeben weltweit. ⓘ
Erdbebenwellen
Erdbeben erzeugen Erdbebenwellen verschiedenen Typs, die sich über und durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen (bzw. Seismometern) überall auf der Erde in Seismogrammen aufgezeichnet werden können. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerstörungen an der Erdoberfläche (Spaltbildung, Schäden an Gebäuden und Verkehrsinfrastruktur usw.) sind auf die „Oberflächenwellen“ zurückzuführen, die sich an der Erdoberfläche ausbreiten und eine elliptische Bodenbewegung auslösen. ⓘ
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 wurden. 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. ⓘ
Erdbebentypen
Es gibt drei grundlegende Typen von Erdbebenereignissen, welche die drei Arten der Plattengrenzen widerspiegeln: In Spreizungszonen, wo die tektonischen Platten auseinanderdriften, wirkt eine Zugspannung auf das Gestein (Extension). Die Blöcke zu beiden Seiten der Herdfläche werden also auseinandergezogen und es kommt zu einer Abschiebung (engl.: normal fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfläche nach unten versetzt wird. In Kollisionszonen, wo sich Platten aufeinander zubewegen, wirkt dagegen eine Kompressionsspannung. Das Gestein wird zusammengestaucht und es kommt, abhängig vom Neigungswinkel der Bruchfläche, zu einer Auf- oder Überschiebung (engl. reverse fault bzw. thrust fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfläche nach oben versetzt wird. In Subduktionszonen kann sich die abtauchende Platte mitunter großflächig verhaken, was in der Folge zu einem massiven Spannungsaufbau und letztlich zu besonders schweren Erdbeben führen kann. Diese werden gelegentlich auch als „Megathrust-Erdbeben“ bezeichnet. Der dritte Herdtyp wird als „Blattverschiebung“ (engl. strike-slip fault) bezeichnet, der an „Transformverwerfungen“ vorkommt, wo sich die beteiligten Platten seitlich aneinander vorbeischieben. ⓘ
In der Realität wirken die Kräfte und Spannungen jedoch zumeist schräg auf die Gesteinsblöcke, da sich die Lithosphärenplatten verkanten und dabei auch drehen können. Die Platten bewegen sich daher im Normalfall nicht gerade aufeinander zu oder aneinander vorbei, so dass die Herdmechanismen zumeist eine Mischform aus einer Auf- oder Abschiebung und einer seitwärts gerichteten Blattverschiebung darstellen. Man spricht hier von einer „Schrägauf-“' bzw. „Schrägabschiebung“ (engl. oblique fault). ⓘ
Die räumliche Lage der Herdfläche kann durch die drei Winkel Φ, δ und λ beschrieben werden:
- Φ bezeichnet das Streichen (engl.: strike) der Herdfläche. Dies ist der Winkel zwischen der geographischen Nordrichtung und der Schnittlinie der einfallenden Herdfläche mit der Horizontalen (Streichlinie). Das Streichen kann Werte zwischen 0° und 360° annehmen; eine nach Osten einfallende Herdfläche wäre durch eine Nord-Süd-verlaufende Streichlinie gekennzeichnet und würde damit ein Streichen von Φ = 0° aufweisen.
- δ bezeichnet das Fallen, also die Neigung (engl.: dip) der Herdfläche. Das ist der Winkel zwischen der Horizontalen und der Herdfläche. Er kann Werte zwischen 0° und 90° annehmen; eine exakt senkrecht verlaufende Bruchfläche hätte eine Neigung von δ = 90°.
- λ bezeichnet die Richtung des Versatzes (engl.: rake), die in der Ebene des Versatzes bestimmt wird. Dies ist der Winkel zwischen dem Streichen der Herdfläche und dem Richtungsvektor des Versatzes, der Werte zwischen 0° und 360° annehmen kann. Wird z. B. das Hangende, also der oben liegende Block, exakt nach oben verschoben, wäre λ = 90°. Steht die Herdfläche exakt senkrecht, wird – in Streichrichtung blickend – der rechte Block als das „Hangende“ definiert. Für eine linkslaterale Verschiebung wäre λ = 0°, für eine rechtslaterale Verschiebung wäre λ = 180°. ⓘ
Erdbebenstärke
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. ⓘ
Elastogravitationssignale
Nach einer Publikation aus dem Jahr 2017 lassen sich bei starken Erdbeben in den Seismometeraufzeichnungen geringfügige Schwankungen des Gravitationsfelds der Erde nachweisen, die durch die Massenverschiebung ausgelöst werden. Diese Signale breiten sich mit Lichtgeschwindigkeit durch den Erdkörper aus, das heißt deutlich schneller als die primären Erdbebenwellen (P-Wellen), die für gewöhnlich als erstes von den Seismometern registriert werden und eine Geschwindigkeit von höchstens 10 km/s erreichen können. Außerdem sollen sie eine genauere Bestimmung der Magnitude eines Bebens ermöglichen, insbesondere an Messstationen, die relativ nahe am Erdbebenherd liegen. Beides bedeutete eine deutliche Verbesserung bei der Erdbebenfrühwarnung. ⓘ
Vorhersage
Die zeitlich und räumlich exakte Vorhersage von Erdbeben ist nach dem heutigen Stand der Wissenschaft nicht möglich. Die verschiedenen bestimmenden Faktoren sind qualitativ weitestgehend verstanden. Auf Grund des komplexen Zusammenspiels aber ist eine genaue Quantifizierung der Herdprozesse bislang nicht möglich, sondern nur die Angabe einer Wahrscheinlichkeit für das Auftreten eines Erdbebens in einer bestimmten Region. ⓘ
Allerdings kennt man Vorläuferphänomene (engl. precursors). Einige davon äußern sich in der Veränderung geophysikalisch messbarer Größen, wie z. B. der seismischen Geschwindigkeit, der Neigung des Erdbodens oder der elektromagnetischen Eigenschaften des Gesteins. Andere Phänomene basieren auf statistischen Beobachtungen, wie etwa das Konzept der seismischen Ruhe, die bisweilen auf ein bevorstehendes größeres Ereignis hindeutet. ⓘ
Wiederholt wurde auch von ungewöhnlichem Verhalten bei Tieren kurz vor größeren Erdbeben berichtet. Dadurch gelang im Fall des Haicheng-Erdbebens vom Februar 1975 die rechtzeitige Warnung der Bevölkerung. In anderen Fällen wurde jedoch kein auffälliges Verhalten bei Tieren im Vorfeld eines Erdbebens beobachtet. Eine Meta-Analyse, in der 180 Publikationen berücksichtigt wurden, in denen mehr als 700 Beobachtungen auffälligen Verhaltens bei mehr als 130 verschiedenen Arten im Zusammenhang mit 160 verschiedenen Erdbeben dokumentiert sind, ergab im Abgleich mit Daten des globalen Erdbebenkatalogs des International Seismological Centre (ISC-GEM), dass das räumlich-zeitliche Muster der Verhaltensanomalien auffallend mit dem Auftreten von Vorbeben übereinstimmt. Demnach wäre zumindest ein Teil der Verhaltensanomalien schlicht durch die Vorbeben erklärbar, die von den oft mit sensibleren Sinnesorganen ausgestatteten Tieren über größere Entfernungen zum Epizentrum wahrgenommen werden können. Zwar beschäftigten sich viele Studien mit ungewöhnlichem Verhalten, aber es war unklar, was überhaupt ungewöhnliches Verhalten ist und welche Verhaltensanomalien als Vorläuferphänomen gelten. Beobachtungen sind meist anekdotisch, und es fehlen systematische Auswertungen und längere Messreihen. Es gibt deshalb bisher keine Hinweise darauf, dass Tiere verlässlich vor Erdbeben warnen können. ⓘ
Alle bekannten Vorläuferphänomene variieren jeweils sehr stark in Zeitverlauf und Größenordnung. Zudem wäre der instrumentelle Aufwand, der für eine lückenlose Erfassung dieser Phänomene erforderlich wäre, aus heutiger Sicht finanziell und logistisch nicht realisierbar. ⓘ
„Unkonventionelle“ Erdbeben
Neben den „konventionellen“, spürbaren und bisweilen sehr zerstörerischen Erdbeben, gibt es auch sogenannte „unkonventionelle“ oder „langsame“ Beben, deren Quellen nicht unterhalb, sondern an der Erdoberfläche liegen und sehr langperiodische (Periodendauer ca. 20 bis 150 s) Oberflächenwellen aussenden. Diese Wellen müssen mittels spezieller Algorithmen aus global oder kontinentweit aufgezeichneten seismischen Daten herausgefiltert werden und können anhand ihrer Charakteristik und mitunter weiteren Kriterien bestimmten Quellen zugeordnet werden. Zu solchen unkonventionellen Erdbeben gehören die Gletscherbeben, die durch Kalbungsvorgänge an großen polaren Gletschern ausgelöst werden, sowie die Sturmbeben, die bei starken Stürmen (Hurrikane u. ä.) unter bestimmten Umständen durch die Interaktion sturminduzierter langperiodischer Meereswellen mit größeren Untiefen im Bereich der Schelfkante erzeugt werden. ⓘ
Historische Erdbeben
Die wichtigsten bekannten Erdbebengebiete sind in der Liste der Erdbebengebiete der Erde aufgeführt. Eine umfassende Aufstellung historisch überlieferter Erdbebenereignisse befindet sich in der Liste von Erdbeben. ⓘ
Schäden
Das Ausmaß der durch ein Erdbeben hervorgerufenen Schäden hängt zunächst von der Stärke und Dauer des Bebens ab sowie von der Besiedlungsdichte und der Anzahl und Größe der Bauwerke in dem betroffenen Bereich. Wesentlich ist aber auch die Erdbebensicherheit der Bauwerke. In der europäischen Norm EC 8 (in Deutschland DIN EN 1998-1) sind die Grundlagen für die Auslegung von Erdbebeneinwirkungen für die verschiedenen Bauarten Holz, Stahl, Stahlbeton, Verbundbauweise, Mauerwerk Bemessungskriterien definiert. ⓘ