Der Yellowstone-Supervulkan im US-Bundesstaat Wyoming.
Wenn dieser Vulkan ausbricht, dann gute Nacht.
Old Faihtful Geyser.
Das Erdbeben.
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. Unter dem Meerboden ausgelöste
Beben werden auch Seebeben oder unterseeische Erdbeben genannt;
sie unterscheiden sich von anderen Beben zum Teil in den
Auswirkungen, nicht jedoch 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, Tsunami 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
sog.Pazifischen Feuerring statt.
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.
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. Das 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 Druckveränderungen 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.
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 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.
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
zusammengestaucht 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 Φ, δ
und λ beschrieben werden:
* Φ 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 Φ = 90° aufweisen.
* δ 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 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°.
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. Sie ist aufgrund
der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit älteren
Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in
Gebrauch.
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.
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. Für Stahlbetonbauten sind
entsprechende Bemessungskriterien definiert.