Erdbeben

Als Erdbeben werden messbare Erschütterungen des Erdkörpers bezeichnet. Der deutlich grösste Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Erdbeben bestehen in der Regel nicht aus einzelnen Erschütterungen, sondern ziehen meist weitere nach sich. Man spricht in diesem Zusammenhang von Nachbeben.

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.

Unterseeische Erdbeben werden im Volksmund auch als „Seebeben“ bezeichnet. Das Beben findet auch hier in der festen Erde statt und nicht, wie der Begriff suggeriert, in der See. Treten zahlreiche Erdbeben innerhalb eines begrenzten Zeitraums auf, so spricht man von einem Erdbebenschwarm bzw. Schwarmbeben. In Deutschland gibt es gelegentlich Erdbebenschwärme im Vogtland und am Hochstaufen.

Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heisst Seismologie.

Sendai-Erdbeben von 2011: Erdbeben in Japan am 11. März 2011

Datum 11. März 2011
Uhrzeit 05:46:23 UTC (14:46:23 Ortszeit)
Intensität VII auf der MM-Skala
Magnitude 9,0 MW
Tiefe 24,4 km
Epizentrum 38° 19' 19? N, 142° 22' 8? OKoordinaten: 38° 19' 19? N, 142° 22' 8? O (Karte)
(130 km von Sendai)
Land Japan
Betroffene Orte: nördliche Ostküste von Honshu
Tsunami ja

Das Sendai-Erdbeben von 2011 war ein grosses Erdbeben vor der Küste der japanischen Region Tohoku. Es ereignete sich am 11. März um 14:46:23 Uhr Ortszeit (5:46:23 Uhr UTC, also 6:46:23 Uhr MEZ). Das Epizentrum lag etwa 370 km nordöstlich von Tokio und 130 km östlich von Sendai. Es gilt als stärkstes Beben in Japan seit Beginn der Erdbebenaufzeichnungen in der Region.
Die Stärke des Erdbebens wurde von der automatischen Auswertung United States Geological Survey mit der Momenten-Magnitude 8,9 Mw angegeben. Das Hypozentrum des Erdbebens lag nach diesen Angaben in etwa 24 km Tiefe. Nach Angaben der Japan Meteorological Agency hatte das Beben eine Stärke von 9,0 Mw; das Hypozentrum verorteten sie in derselben Tiefe. Nach Angaben des Pacific Tsunami Warning Centers (PTWC) hatte das Beben eine Stärke von 9,1.
Das Erdbeben löste einen mehrere Meter hohen Tsunami aus, der bis zu 10 km landeinwärts Verwüstungen hinterliess. Der japanische Name des Erdbebens ist Heisei 23 (2011) Tohoku-chiho Taiheiyo-oki Jishin (dt. etwa „pazifisches Küstenerdbeben [vor der] Region Tohoku 2011“, der amtliche englische Name lautet: The 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake).
Das Beben erreichte in Kurihara im Norden der Präfektur Miyagi die maximale Intensität von 7 auf der JMA-Skala. Es führte zu schweren Überschwemmungen und Havarien bei Kernkraftwerken im Nordosten Japans.

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 Drachens, 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
Erdbeben entstehen durch dynamische Prozesse im Erdinnern. 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, wo sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (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 schliesslich nicht mehr spröde genug ist, um brechen zu können. Erdbeben tragen sich daher meist in der oberen Schicht der Erdkruste zu. Vereinzelt wurden Beben mit Herden bis in 700 km Tiefe nachgewiesen. Dies erklärt man sich durch die Subduktion von Lithosphärenplatten: Kollidieren zwei Platten, dann wird die dichtere der beiden unter jene mit der geringeren Dichte gedrückt und taucht in den Erdmantel ab. Das Gestein der abtauchenden Platte erwärmt sich jedoch wesentlich langsamer, als sie abtaucht, so dass also bei solchen Erdbeben Krustenmaterial bis in grössere Tiefen als üblich bruchfähig bleibt. Die Hypozentren von Erdbeben, die innerhalb der abtauchenden Platte auftreten, ermöglichen somit Schlüsse auf die Position des Slabs in der Tiefe (sogenannte Wadati-Benioff-Zone).

Auch in vulkanischen Zonen aufsteigendes Magma kann Erdbeben auslösen, ebenso die Förderung von Rohstoffen wie zum Beispiel Erdöl und Erdgas, da die Druckveränderung die Spannungsverhältnisse im Gestein verändern. Erdbeben entstehen weiter auch beim Einsturz unterirdischer Hohlräume im Bergbau (Gebirgsschlag). Durch Vulkanismus verursachte Beben und Gebirgsschläge setzen typischerweise weitaus weniger Energie frei als tektonische Beben.

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 bei einem verheerenden Erdbeben im Indischen Ozean starben, wurde auch dort ein Frühwarnsystem errichtet.

Aufzeichnung der Erdbebenwellen

Seismogramm eines Erdbebens bei den Nikobaren, 24. Juli 2005, Magnitude 7,3
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 Seismogramme 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 Wellenphänomenen 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.

Erdbebenherd

Durch den Vergleich der Laufzeiten der seismischen Wellen eines Erdbebens in weltweit verteilten Observatorien, wo die Signale mit Seismographen registriert werden, kann im Rahmen der physikalisch bedingten Unschärfe auf die Position des Hypozentrums als Quelle der Wellen geschlossen werden. Das Hypozentrum wird entsprechend auch als Erdbebenherd bezeichnet. Die Quelle der seismischen Wellen kann sich im Laufe eines Bebens bewegen, so etwa, bei schweren Beben, die eine Bruchlänge von mehreren hundert Kilometern aufweisen können. Nach internationaler Übereinkunft wird dabei die zuerst gemessene Position als Hypozentrum des Erdbebens bezeichnet, also der Ort, wo das Beben begonnen hat. Der Ort auf der Erdoberfläche direkt über dem Hypozentrum heisst Epizentrum. Der Zeitpunkt des Bruchbeginns wird als Herdzeit bezeichnet.
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.

Es gibt drei grundlegende Typen von Erdbebenereignissen, welche die drei Arten der Plattengrenzen widerspiegeln: In Spreizungszonen, wo die tektonischen Platten auseinander driften, wirkt eine Zugspannung auf das Gestein (Extension). Die Blöcke zu beiden Seiten der Herdfläche werden also auseinander gezogen 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 zu bewegen, wirkt dagegen eine Kompressionsspannung. Das Gestein wird zusammen gestaucht und es kommt zu einer Aufschiebung (engl.: 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 vorbei schieben.

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 Schrägaufschiebung bzw. Schrägabschiebung (engl.: oblique fault).

Die räumliche Lage der Herdfläche kann durch die drei Winkel F, d und l beschrieben werden:
F bezeichnet das Streichen (engl.: strike) der Herdfläche. Dies ist der Winkel zwischen der geografischen Nordrichtung und der horizontalen Richtung der einfallenden Herdfläche. Das Streichen kann Werte zwischen 0° und 360° annehmen; eine nach Osten einfallende Herdfläche würde ein Streichen von F = 90° aufweisen.
d bezeichnet die Neigung (engl.: dip) der Herdfläche, also den Winkel zwischen der Horizontalen und der Herdfläche. Er kann Werte zwischen 0° und 90° annehmen; eine exakt senkrecht verlaufende Bruchfläche hätte eine Neigung von d = 90°.
l 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 l = 90°. Steht die Herdfläche exakt senkrecht, wird – in Streichrichtung blickend – der rechte Block als das „Hangende“ definiert. Für eine links-laterale Verschiebung wäre l = 0°, für eine rechts-laterale Verschiebung wäre l = 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.

Intensität

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.

Magnitude

Durch die Entwicklung und stete 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. Sie ist aufgrund der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit älteren Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in Gebrauch.
 

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. Einige davon äussern sich in der Veränderung geophysikalisch messbarer Grössen, wie z. B. der seismischen Geschwindigkeit, der Neigung des Erdbodens oder die 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 in einem Einzelfall im Februar 1975 die rechtzeitige Warnung der Bevölkerung vor einem Erdbeben.
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.
Wegen des volkswirtschaftlichen Schadens und eventueller Opfer (Massenpanik oder Massenhysterie) ist eine Frühwarnung der Bevölkerung vor einem einzelnen Erdbeben nur sinnvoll, wenn die Zahl der zu erwartenden Opfer des Erdbebens als sehr gross eingeschätzt wird, oder wenn das Erdbeben sehr genau in Raum und Zeit vorausgesagt werden kann.
 

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.
 

Stärkste gemessene Erdbeben

Nach Angaben des USGS Die Werte beziehen sich, wenn nicht anders angegeben, auf die Momenten-Magnitude MW. Hinweis: Unterschiedliche Magnitudenskalen sind nicht direkt miteinander vergleichbar!

Rang	Bezeichnung	Ort	Datum	Stärke	Anmerkungen
1.	Erdbeben von Valdivia	Chile	22. Mai 1960	9,5	1655 Tote
2.	Karfreitagsbeben	Alaska	27. Mär. 1964	9,2	Tsunami-Welle von maximaler Höhe von etwa 67 Metern
3.	Erdbeben im Indischen Ozean	vor Sumatra	26. Dez. 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.	Erdbeben von Kamtschatka	Kamtschatka, Russland	4. Nov. 1952	9,0
5.	Tohoku-Erdbeben 2011	östlich vor Honshu, Japan	11. Mär. 2011	9,0	Schwere Folgen für die Kernreaktorblöcke der Atomkraftwerke Fukushima I, Fukushima II, Onagawa und Tokai
6.	Erdbeben vor Maule	Chile	27. Feb. 2010	8,8	342 Tote
7.	Erdbeben vor Ecuador	vor Ecuador	31. Jan. 1906	8,8
8.	Erdbeben bei den Rat Islands	Rat Islands, Alaska	4. Feb. 1965	8,7
9.	Erdbeben bei den Andreanof Islands	Andreanof Islands, Alaska	9. Mär. 1957	8,6
10.	Erdbeben vor Sumatra	vor Nord-Sumatra	28. Mär. 2005	8,6	Über 1000 Tote

Quelle: Wikipedia