Erdebeben und seismische Wellen

Ein Erdbeben ist ein geologisches Ereignis, bei dem mehr oder weniger starke Spannungen einen Bruch, eine so genannte Verwerfung, in einem felsigen Material verursachen. Der Prozess des Spannungsaufbaus kann sich über Jahrzehnte, Hunderte oder sogar Tausende von Jahren erstrecken.

Ansammlung und Freisetzung angestauter Spannung entlang einer Verwerfung. (© IRIS)

An der Verwerfung wird die Energie in Form von seismischen Wellen am Erdbebenherd oder Hypozentrum freigesetzt. Diese Energie breitet sich in alle Richtungen im Inneren der Erde und anschließend auf der Erdoberfläche aus.

Seismische Wellen sind elastische Wellen. Sie verbreiten sich in alle Richtungen. Sie deformieren die Felsen, durch die sie hindurchgehen. Nach dem Durchgang der seismischen Wellen kehren die deformierten Gesteine in ihren ursprünglichen Gleichgewichtszustand zurück.

Seismische Wellen werden in 2 Hauptfamilien eingeteilt:

1- Raumwellen, die sich über den Planeten von einer Seite zur anderen ausbreiten.

2- Oberflächenwellen, die sich nur auf der Oberfläche des Planeten ausbreiten.

Ausbreitung von Raum- und Oberflächenwellen. (© IPGP/David Ducros)

1- Raumwellen, die den Planeten von einer Seite zur anderen durchqueren. Geophysiker unterscheiden 2 Typen: P-Wellen und S-Wellen.

P-Wellen, die als Primär- oder Kompressionswellen bezeichnet werden, sind Volumenwellen.

P-Wellen treffen als erste bei sogenannten Seismometern ein, die ihre Amplitude und Frequenz messen.

Simulation der Ausbreitung einer P-Welle oder Kompressionswelle. (© Wolfram)

P-Wellen sind die schnellsten seismischen Wellen. Sie bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von etwa 6 km/s in der Erdkruste und können im Erdinneren bis zu 14 km/s erreichen.

P-Wellen breiten sich in allen Milieus, Feststoffen, Flüssigkeiten, Gasen und sogar in der Atmosphäre aus.

Beim Durchgang der P-Wellenfront erfährt das Gestein eine Druck-Dehnungs-Verformung. Diese Expansions-Kompressions-Bewegung verläuft parallel zur Ausbreitungsrichtung der P-Welle. Sobald die P-Welle vorbei ist, kehrt das Gestein in seine ursprüngliche Form zurück.

Wie die P-Welle, ist der Schall eine Longitudinalwelle, die sich durch die Luft ausbreitet.

S-Wellen, die als Sekundär- oder Scherwellen bezeichnet werden, sind Raumwellen.

S-Wellen sind langsamer als P-Wellen. Sie werden von Seismometern nach P-Wellen aufgezeichnet, daher der Name Sekundärwellen. Sie breiten sich mit Geschwindigkeiten von 4 km/s bis 6 km/s aus.

S-Wellen verursachen Scherwellen senkrecht zu ihrer Ausbreitungsrichtung.

Simulation der Ausbreitung einer S-Welle oder Scherwelle. (© Wolfram)

Diese Scherwellen können sich in Flüssigkeiten nicht ausbreiten. Der äußere Teil des Metallkerns der Erde ist flüssig, er bildet eine unüberwindbare Barriere für S-Wellen.

S-Wellen breiten sich nur in Festkörpern aus.

2- Oberflächenwellen, die sich nur auf der Oberfläche des Planeten ausbreiten. Geophysiker unterscheiden 2 Typen: Rayleigh-Wellen und Love-Wellen.

Wenn seismische P- und S-Wellen mit einer freien Oberfläche wie der Erdoberfläche interagieren, erzeugen die Reflekionen und die Rückstrahlung dieser Oberfläche eine Wellenart, die sich nur in der Nähe dieser Oberfläche ausbreitet: Oberflächenwellen.

Die Oberflächenwellen sind langsamer als S-Wellen, breiten sich mit etwa 4 km/s aus und haben größere Amplituden als P- und S-Wellen.

Sie sind die Ursache für die sehr großen Schäden, die bei Erdbeben entstehen.

Rayleigh-Wellen

Wie in der Simulation unten zu sehen ist, bewegen sich die Rayleigh-Wellen auf komplexe Weise. Die Teilchenbewegung dieser Wellen ist elliptisch und ihre Amplitude nimmt mit der Tiefe ab.

Simulation der Ausbreitung einer Oberflächenwelle oder Rayleigh-Welle.(© Wolfram)

Die Rayleigh-Wellen sind den Meereswellen ähnlich. Sie werden durch P- und S-Wellen erzeugt, die mit der freien Oberfläche des Planeten interagieren.

Love-Wellen

Auf der Erde sind die Love-Wellen für die meisten Schäden verantwortlich, die durch heftige Erdbeben verursacht werden. Die Art und Weise, wie sie sich bewegen, stellt eine grosse Gefahr dar, insbesondere für alle Gebäude und Strukturen, die nicht erdbebensicher sind.

Simulation der Ausbreitung einer Oberflächenwelle oder Love-Welle.(© Wolfram)

Erdbeben im tiefen Mantel erzeugen keine Oberflächenwellen. Oberflächeneellen werden erzeugt, wenn sich der Schwerpunkt des Bebens nahe der Oberfläche in der Kruste befindet.

Ausbreitung der Wellen

In einem homogenen Medium sind die aufgezeichneten seismischen Wellen P, S und Oberflächenwellen.

Wenn sich die P- und S-Wellen im Erdinneren ausbreiten, treffen sie immer auf Oberflächen, die zwei Medien mit unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften trennen. Diese so genannten einfallenden Wellen unterliegen Reflexions- und Brechungsphänomenen. Dann werden diese P- und S-Wellen an der Grenzfläche der verschiedenen geologischen Schichten reflektiert und gebrochen (wie Licht).

Der Weg einer einfallenden (oder direkten) Welle, die reflektiert und gebrochen wird, wenn sie auf eine geologische Oberfläche trifft, die zwei Medien mit unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften trennt. (© Arteclick)

P-Wellen: Erstens, schnelle Wellen breiten sich in allen Medien aus. S-Wellen: Sekundärwellen, weniger schnell, breiten sich in flüssigen Medien nicht aus.

Direkter und reflektierter S-Wellenweg (gelb). Weg der direkten, reflektierten und gebrochenen P-Wellen (braun). P-Wellen durchdringen den Erdkern. (© Arteclick)

Verschiedene Arten von Verwerfungen

Eine Verwerfung ist eine tektonische Struktur, die aus einer Bruchebene oder -zone besteht, entlang der sich zwei Felsblöcke relativ zueinander bewegen. Es ist die plötzliche Bewegung dieser Felsblöcke entlang dieser Ebene, die die plötzliche Freisetzung von Energie und damit das Erdbeben verursacht. Diese Ebene teilt ein Felsvolumen in zwei Kompartimente, die relativ zueinander gleiten können.

Die Verwerfungen werden nach ihrer Bewegung klassifiziert:

1- Abschiebung, ist eine um etwa 60° geneigte Ebene, die zwei Felsblöcke enthält. Das Gleiten auf dieser Verwerfungsebene führt zu einer Trennung der beiden Brocken und zu einer Absenkung des oberen Blocks im Verhältnis zum unteren Block. Diese Bewegung wird durch Dehnungskräfte erzeugt und bewirkt eine horizontale Dehnung.

Abschiebung. (© IRIS)

2- Aufschiebung, ist eine geneigte Ebene von etwa 30°, die in zwei Felsblöcke geteilt ist. Durch das Gleiten auf dieser Verwerfungsebene rücken die beiden Blöcke näher zusammen und heben den oberen Block im Vergleich zum unteren an. Diese Bewegung wird durch Druckkräfte erzeugt und bewirkt eine horizontale Verkürzung.

Aufschiebung.(© IRIS)

3- Verschiebung, diese Bewegung des Fehlers kombiniert eine Öffnung (oder Schließung) und eine Ablösung. Diese Art von Bewegung entsteht durch eine Kombination von Scherkräften und extensiven (oder Druck-) Kräften.

Verschiebung. (© IRIS)

4- Blattverschiebung, die Bewegung zwischen den Blöcken auf beiden Seiten des Verwerfung ist horizontal. Wenn, wie in der Animation, der rechte Block nach links geht (in Bezug auf den anderen Block), wird wie Verwergung als sinistral (und im umgekehrten Fall als dextral) bezeichnet. Diese Bewegung wird durch Scherkräfte erzeugt.

Blattverschiebung. (© IRIS)

Aber in der Natur sind Verwerfungen miteinander verbunden und bilden sehr komplizierte Strukturen.

Beziehung zwischen Erdbeben und Verwerfungen

Wenn wir die Auswirkungen eines Erdbebens, die Vibrationen, die Bewegungen der Gebäude sehen, fragen wir uns, wie die Bewegungen der Verwerfung ein Erdbeben auslösen.

Nehmen wir eine Verwerfungszone in der Erdkruste und definieren wir ihre Tiefe und Höhe. Die Verwerfungszone, die infolge der im Gestein angesammelten Spannungen zuerst brechen wird, befindet sich in der tiefsten, zerbrechlichsten und angespanntesten Zone, dem sogenannten Herd oder Hypozentrum. Wenn die Spannung zu groß wird, rutscht die Verwerfung sehr schnell von einigen Zentimetern auf einige Meter ab.

Beim Rutschen übt dieser Teil der Verwerfung Druck auf den Rest der Verwerfung aus und bewirkt dadurch ein Rutschen, das sich immer weiter über bestimmte Länge der Verwerfung erstreckt und schließlich zum Stillstand kommt. Dieser Rutsch ist proportional zur Länge (L) der Verwerfung, mit einer Verschiebung in der Grössenordnung von 1’000 bis 10’000 mal kleiner als L.

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit dieses Rutsches beträgt etwa 3 km/s (V = 3 km/s).

Die mit diesen Zug- oder elastischen Druckspannungen verbundene Energie hängt von der Länge der Verwerfung ab. Da es sich bei der Verwerfung um einen 3-dimensionalen Raum handelt, ist die Energiemenge jedoch nicht linear, sondern logarithmisch.

Akkumulation, Freisetzung von Beschränkungen. Entlang einer Verwerfung gleiten. (© Arteclick)

Zum Beispiel

Bei einer Verwerfung von 5 km Länge (L = 5 km) beträgt die Rutschdauer bei einer Bruchgeschwindigkeit V = 3 km/s etwa 1,5 Sekunden. Sein Gleitweg (d) beträgt etwa 25 cm. Es wird etwas Energie freigesetzt, nennen wir es E.

Nehmen wir nun eine 10 mal größere Verwerfung, dann ist ihre Länge L = 50 km, die Rutschdauer beträgt etwa 15 Sekunden, die Gleitstrecke ist etwa d= 2,50 Meter, die freigesetzte Energie beträgt 1000 E.

Für eine Verwerfung, die 100 mal grösser ist als seine Länge, beträgt die Gleitzeit etwa 150 Sekunden, die Gleitstrecke d= 25 Meter, die freigesetzte Energie ist 1000 mal 1000 E, d.h. 1’000’000 E.

Um die Energiemenge der Erdbeben miteinander zu vergleichen, kann die Stärke der Beben berechnet werden. Diese Größe ist eng mit der Menge der freigesetzten Energie verbunden, da sie durch den Logarithmus dieser Energiemenge dargestellt wird. Um die obigen Beispiele zu verwenden:

Kommen wir noch einmal auf die oben erwähnten Beispiele zurück: Die Verwerfungslänge L = 5 km wird eine Magnitude von 5 haben. Die Verwerfungslänge L = 50 km wird eine Magnitude von 7 haben. Die Verwerfungslänge L = 500 km wird die Magnitude von 9 haben.

Wenn sich die Verwerfung schließlich in Bewegung setzt, erzeugt der Schlupf Vibrationen oder seismische Wellen im Gestein, die sich in alle Richtungen rund um den Globus und auch zur Oberfläche hin ausbreiten. Die Geschwindigkeiten dieser Wellen betragen 6 km/s für die schnellsten Wellen, die so genannten P-Wellen, die das Gestein komprimieren und ausdehnen, während die doppelt so langsamen S-Wellen (3 km/s) das Gestein scheren.

Länge der Verwerfung 5 km, Rutschlänge 25 cm, Rutschperiode 1,5 s und Magnitude 5. (© Arteclick)

Länge der Verwerfung 50 km, Rutschlänge 2,5 m, Rutschperiode 15 s und Magnitude 7. (© Arteclick)

Länge der Verwerfung 500 km, Rutschlänge 25 m, Rutschperiode 150 s und Magnitude 9. (© Arteclick)

Wie untersuchen Geophysiker Beben auf der Erde?

Erdbeben sind ständige Zeugen der Erdaktivität. Erdbeben sind entlang geschlossener Kurven verteilt, die den Globus in große ozeanische und kontinentale Regionen, die mehr oder weniger frei von Seismizität sind, unterteilt. Diese Regionen nennt man tektonische Platten. Diese tektonischen Platten sind durch Verwerfungen abgegrenzt, bei denen die Platten relativ zueinander gleiten. Subduktionszonen sind Bereiche, in denen eine Platte unter eine andere Platte gleitet. Divergenzzonen sind die Orte, an denen sich zwei Platten voneinander entfernen (siehe Abenteuer 3, Etappe 2: Scrolle bei der Erde Schritt für Schritt nach unten, um zu verstehen, wie die Plattentektonik funktioniert).

Zur Zeit unterteilen die Wissenschaftler die Erdoberfläche in 15 tektonische Platten.(© USGS, Wikipedia)

Da sich die Erde in ständiger Bewegung befindet, wird die ozeanische Kruste regelmäßig gebrochen, was zu heftigen Erdbeben führt, die im Laufe der Zeit die tektonischen Platten brechen. Beispielsweise verursachten 2012 zwei Mega-Erdbeben in der Region Sumatra einen grossen Bruch der indisch-australischen Platte. Auch das Erdbeben in Mexiko im Jahr 2017 war so stark, dass es die Cocos-Platte bis zu einer Tiefe von 80 Kilometern zerbrach.

Die Epizentren der jüngsten Erdbeben sind in drei Hauptzonen unterteilt: a) die peripazifische Zone und die Karibikschleife, die 80% der jährlichen Seismizität ausmachen, b) die ozeanischen Rückenzonen, c) ein Gebiet an der Grenze zwischen dem eurasischen und dem afrikanischen Kontinent, von den Azoren bis Java.

Karte mit Erdbeben mit einer Stärke von mehr als 5.(© ISC)

Seismologen unterscheiden zwischen Oberflächenbeben in einer Tiefe von weniger als 60 km, Zwischenbeben von 60 bis 300 km und Tiefbeben von 300 bis 700 km (darüber hinaus gibt es keine weiteren). Es ist zu beachten, dass 95% der Erdbeben in der Welt in einer Tiefe von weniger als 60 km und nur 5% in einer Tiefe von mehr als 60 km stattfinden.

Ein globales Netzwerk

Seit mehr als hundert Jahren ist die Erde von einem weltweiten Netz von Seismometern bedeckt, die zu jedem Zeitpunkt Erdbeben auf der Erde aufzeichnen. Wissenschaftler haben Zugang zu Daten von Tausenden von seismischen Stationen auf der ganzen Welt und sind in der Lage, ein detailliertes Bild der Bewegungen innerhalb und entlang der Ränder der tektonischen Platten zu erstellen.

Dank der vielen seismischen Stationen, die über die Erdoberfläche verteilt sind, sind die Wissenschaftler zuversichtlich, dass sie jedes Erdbeben überall auf der Erde aufspüren und lokalisieren können, wenn es eine Stärke von mehr als 5 hat. (© IRIS)

Was ist ein Seimograph? Ein Seisometer?

Seismographen nehmen die durch seismische Wellen verursachten Bodenschwingungen auf und zeichnen sie auf. Der Seismograph besteht aus einem festen Teil und einem beweglichen Teil.

Die Basis des Geräts und der Aufnahmezylinder sind am Boden befestigt und vibrieren und folgen der Bewegung des Bodens bei einem Ruck. Die schwebende Masse bleibt tendenziell unbeweglich. Die an der Basis befestigte Masse bewegt sich daher relativ zum Aufnahmezylinder, was ein Signal erzeugt.

Der Seismograph und seine moderne Version das Seismometer. (© Artéclick et Guralp)

Der Seismometer ist die moderne Version des Seismographen. Es handelt sich um ein äußerst empfindliches elektromechanisches Instrument, das in der Lage ist, sehr kleine Bewegungen des Bodens zu erfassen und an einem bestimmten Ort aufzuzeichnen.

Die Animation unten zeigt, wie es funktioniert.

Was ist ein Seismogramm?

Seismogramme werden verwendet, um Erdbeben zu lokalisieren und ihre Stärke zu berechnen.

Die Stärke von seismischen Erschütterungen ist die Menge der freigesetzen Energie an der Bruchstelle. Seismogramme sind eine Aufzeichnung der seismischen Wellen, die sich während eines Erdbebens ausbreiten, und werden zur Lokalisierung von Erdbeben und zur Berechnung ihrer Stärke verwendet.

Das Seismogramm ist eine grafische Aufzeichnung, die von einem Seismometer erstellt wird. Die Abszisse (x-Achse) stellt die Zeit dar, während die Ordinate (y-Achse) den Momentanwert der Beschleunigung des Messpunktes der seismischen Welle entlang einer Achse darstellt.

Vereinfachtes Seismogramm, das in der Reihenfolge der Ankunft am Seismometer die P-Wellen, dann die S-Wellen und schließlich die Oberflächenwellen anzeigt..(© Pierre André Bourque)

Die Zeit wird auf der horizontalen Achse und die Verschiebung wird auf der vertikalen Achse dargestellt.

Die Zeit läuft im Diagramm von links nach rechts, alle 60 Sekunden, und die drei Spuren zeigen die Bodenvibration in vertikaler (V), Nord-Süd- (N) und Ost-West- (E) Richtung an.(© eost.u-strabg)

Links die Bewegung des Bodens ohne seismische Wellen, aber mit kleinen Bewegungen durch den Wind usw. Dann trifft die Energie des Erdbebens ein, mit P-Wellen (Primär- und Druckwellen), die auf der vertikalen (V) und der Ost-West-Spur (E) gut sichtbar sind.

Dann sind die S-Wellen (Sekundär- und Scherwellen) langsamer als die P-Wellen, was auf der Nord-Süd (N)-Aufzeichnung sehr gut sichtbar ist. Zum Schluss sieht man die Oberflächenwellen hier Rayleigh-Wellen.

Das Studium von Seismogrammen liefert wertvolle Informationen. Schematische Darstellung einer seismischen Welle. Begriff der Amplitude, Periode, Frequenz und Ausbreitungsrichtung.(© IPGP/David Ducros)

Die Dekodierung eines Seismogramms ermöglicht es, Folgendes zu erfahren: die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Wellen, ihre Amplitude, ihre Frequenz, ihre Richtung, ihre Art. Diese Analysen erlauben es anschliessend, den Erdbebenherd und das Epizentrum des Bebens zu lokalisieren, aber auch seine Stärke zu bestimmen.

Seismische Wellen breiten sich durch die Erde aus, um die 4 Seismometer an der Oberfläche zu erreichen.(© IRIS)

Lokalisierung eines Bebens

Während der Erdbebenherd (oder das Hypozentrum) der Ausgangspunkt für den seismischen Bruch auf einer Verwerfung während eines Erdbebens ist, stellt das Epizentrum seine vertikale Projektion auf die Erdoberfläche dar.

Durch die Messung der Geschwindigkeit der P- und S-Wellen, die mit einem Erdbeben verbunden sind, und die Berechnung der Zeit zwischen der Ankunft der P-Wellen und der Ankunft der S-Wellen bei einem bestimmten Seismometer ist es möglich, den Abstand zwischen dem Seismometer und dem Erdbebenherd abzuschätzen. Durch die Kombination der von mindestens 3 Seismometern aufgezeichneten Daten ist es dann möglich, das Epizentrum des Erdbebens genau zu bestimmen.

Die Lokalisierung des Epizentrums eines Erdbebens mit der Kreismethode.

Wenn man die Position von 3 seismischen Stationen (1,2,3), die das Erdbeben erfasst haben, und die Entfernung zwischen den einzelnen Stationen kennt, zeichnet man einen Kreis, dessen Radius der Entfernung zwischen dem Erdbebenzentrum und der Station 1 entspricht (auf die gleiche Weise zeichnet man die Kreise für die Stationen 2 und 3). Einzelheiten zu den Berechnungen für diese verschiedenen Schritte findet man in den Erdbebenstudienseiten).

Wir beobachten dann 3 Kreisbögen, die sich bei einem oberflächlichen Erdbeben genau in einem Punkt schneiden. Die Position des Epizentrums wird durch den Schnittpunkt bestimmt.

Die Bestimmung des Epizentrums eines Erdbebens mit der Kreismethode. (© Arteclick)

Mit Hilfe seismischer Wellen identifizieren und untersuchen Wissenschaftler die innere Struktur der Erde.

Mit der Seismologie die innere Struktur der Erde erforschen

Zu Beginn des 20. Jahrhunderts installierten Seismologen weltweit Seismometer, um die von großen Erdbeben überall auf der Erde erzeugten Wellen aufzuzeichnen. Dank dieser Netzwerke konnten sie die innere Struktur, Größe und Beschaffenheit der verschiedenen Erdschichten bestimmen.

Globales Netzwerk von Seismometern zur Untersuchung der inneren Struktur der Erde. (© Arteclick)

Tatsächlich haben sie durch die Untersuchung der Ausbreitung der P- und S-Wellen festgestellt, dass die während eines Erdbebens ausgesandten P- und S-Wellen die Seismometer, die sich in einer Bretie zwischen 103° und 143°, gemessen an der Erdoberfläche vom Epizentrum des Erdbebens aus, befinden, nicht erreichen. Schattenzonen erscheinen dort, wo P- und S-Wellen nicht erkannt werden. Dies deutet darauf hin, dass es Schnittstellen oder Diskontinuitäten gibt, an denen die seismischen Wellen abrupt gebrochen werden.

P- und S-Wellen, die sich im Innern der Erde ausbreiten. (© Arteclick)

In ähnlicher Weise haben Seismologen durch die Untersuchung der Laufzeiten von P- und S-Wellen festgestellt, dass sich seismische Wellen je nach Tiefe und geologischer Beschaffenheit der Schichten, die sie durchlaufen, mit unterschiedlicher Geschwindigkeit bewegen.

Unter den Kontinenten, die 35-40 km tief gehen und dann unter den Ozeanen bis zu einer Tiefe von 8 km, befindet sich zum Beispiel eine Grenze, die Moho genannt wird und die die Erdkruste vom oberen Erdmantel trennt.

Dann erscheint in diesem Teil des oberen Mantels eine 100 bis 200 km tiefe Schicht, die als Low Velocity Zone (LVZ) bezeichnet wird, weil in dieser Zone die Geschwindigkeit der P- und S-Wellen stark verlangsamt ist. Da sich seismische Wellen in Flüssigkeiten langsamer ausbreiten als in Festkörpern, ist die LVZ eine Zone, in der das Gestein teilweise geschmolzen ist.

Zwischen 200 und 410 km nimmt die Geschwindigkeit der seismischen Wellen im Mantel mit der Tiefe zu. Diese Zunahme bedeutet, dass dieser Teil des Globus, der “Mantel” genannt wird, mit zunehmender Tiefe immer steifer und dichter wird.

Zwischen 410 und 660 km tief liegt die Übergangszone. In dieser Zone nimmt die Geschwindigkeit der seismischen Wellen mit der Tiefe zu.

Jenseits dieser Übergangszone befindet sich der untere Mantel, wo die Geschwindigkeit der seismischen Wellen mit der Tiefe langsam zunimmt.

Bei 2.900 km wird die Schnittstelle zwischen Kern und Mantel

P- und S-Wellen, die sich durch die Erde ausbreiten, treffen zuerst auf die Low Velocity Zone (LVZ) und dann auf die Transition Zone. Die P-Wellen werden an der Grenzfläche am äußeren flüssigen Kern und dann an der Grenzfläche am inneren festen Kern gebrochen. S-Wellen können den äußeren flüssigen Kern nicht durchdringen und an der Grenzfläche am inneren festen Kern wieder auftauchen. (© Arteclick)

Die Magnitude eines Erdbebens

Die Magnitude misst die Energie, die im Erdbebenherd des Erdbebens freigesetzt wird, wenn die Verwerfung plötzlich bricht.

Die Größe wird mathematisch aus der Amplitude der von einem Seismometer aufgezeichneten Bodenbewegungen berechnet, in diesem Fall sprechen wir von der lokalen Größe, entweder aus ihrer Länge, in diesem Fall sprechen wir von der Dauergröße, oder aus der gesamten abgestrahlten Energie, in diesem Fall sprechen wir von der Energiegröße.

Zusammenfassend gesagt, kein Seismometer, bedeutet kein Seismogramm, und kein Seismogramm, bedeutet keine Berechnung der Größenordnung!

Die Magnitude ist ein Logarithmus: eine Zunahme der Magnitude um eine Einheit entspricht einer Zunahme der Amplitude der Bodenbewegung um den Faktor 10. Im Allgemeinen hängt die Verwendung eines bestimmten Magnitudentyps mit der Größe des Erdbebens zusammen: die Orts- und Zeitmagnituden sind an die Messung von kleinen Erdbeben bis M:5 oder M:6 angepasst, während nur die Energiemagnitude in der Lage sein wird, sehr große Erdbeben über M:8,5 zu charakterisieren.

Je mehr Energie das Erdbeben freisetzt, desto höher ist die Stärke und desto länger ist die Verwerfung… So entspricht in der Richter-Skala ein Anstieg von 1 einer Multiplikation mit 30 der Energie und mit 10 der Amplitude der Bewegung.

Erdbebenstärke, Energiefreisetzung und Häufigkeit von Erdbeben pro Jahr. (© IRIS und Arteclick)

Auf der Erde folgt auch die Geschwindigkeit, mit der Erdbeben unterschiedlicher Stärke auftreten, einer Regel von x10, d.h. Erdbeben der Stärke 5 treten im Allgemeinen 10-mal häufiger auf als Erdbeben der Stärke 6 usw.

Da die Stärke eines Erdbebens mit der Länge der Verwerfung, die während des Bebens bricht, zusammenhängt, ist der Bereich der Magnituden durch die Geometrie der tektonischen Plattengrenzen begrenzt. Gegenwärtig können wir uns einen Bruch von höchstens ein paar tausend Kilometern vorstellen, was einem Erdbeben der Stärke 10 entsprechen würde.

Große Erdbeben entsprechen Verwerfungen von mehreren hundert Kilometern, während kleine Beben Brüchen von wenigen Zentimetern entsprechen.

Erdbeben des 20. Jahrhunderts. (© NOAA NEIC Earthquake Catalog)

Das größte registrierte Erdbeben mit einer Stärke von 9,5 ereignete sich 1960 in Chile.

Daher werden häufig Magnituden unter Null festgestellt. Sie charakterisieren Mikroerdbeben. Zum Beispiel ergibt der Fall eines Ziegels aus 1m Höhe ein Erdbeben der Stärke -2!

Zusammenfassend kann man sagen, dass jedes Erdbeben 1 Magnitude hat

Die verschiedenen Intensitäten eines Bebens

Die Intensität beschreibt die Folgen eines Erdbebens auf der Grundlage des Schadensausmaßes an einem bestimmten Ort und der subjektiven Wahrnehmung der Beobachter.

Die Auswirkungen von Erdbeben werden anhand der Europäischen Makroseismischen Skala (EMS98) beschrieben. Zur Bestimmung der Intensität eines Erdbebens ist kein Instrument erforderlich. Sie wird aus der Beobachtung der Schäden an Gebäuden, dem Empfinden der Bevölkerung und der geologischen Beschaffenheit des Bodens geschätzt.

Zusammengefasst entspricht 1 Erdbeben mehreren Intensitätswerten

Der Erdbebenherd, das Epizentrum, 1 Magnitude und 3 Intensitäten (1,2,3) zur Charakterisierung dieses Erdbebens. Erdbeben sind ab einer Stärke von etwa M:2,5 wahrnehmbar. Ab einer Stärke von M:4,5 bis 5,5 werden Schäden an Gebäuden verursacht, aber in einigen Fällen können auch größere Schäden beobachtet werden. Die Auswirkungen eines Erdbebens hängen sehr stark von der Entfernung zum Erdbebenherdes oder (Hypozentrum) und Epizentrum, vom lokalen Untergrund und von der Art der Konstruktion eines Gebäudes ab.(© BRGM)

Die Skala der Intensitäten enthält 12 Stufen von I bis XII.(© Schweizerischer Erdbebendienst)

Erdbebenintensitäten sind eine gute Möglichkeit, instrumentelle Erdbeben in der Neuzeit mit historischen Ereignissen zu vergleichen, für die wir nur schriftliche Beschreibungen haben. Nach einem Erdbeben sammeln die Wissenschaftler diese Informationen und erstellen Intensitätskarten. Nach einem Erdbeben sammeln die Wissenschaftler diese Informationen und erstellen Intensitätskarten.

Die ShakeMaps liefern eine Karte der Bodenbewegungen und der Erdbebenbebenstärke.(© Arteclick)