Gründe für die Entstehung von Erdbeben, wissenschaftliche Untersuchung und ihre Verhinderung

Erdbeben

Entstehung von Erdbeben

Die Erdkruste besteht aus vierzehn großen und zahlreiche kleinere Platten. Die Platten- angetrieben von Konvektionsbewegungen im Erdmantel- bewegen sich gegeneinander. Diese Bewegungen erfolgen jedoch nicht reibungsfrei. Durch dieses vorbeigleiten oder aufeinanderstoßen der Erdplatten bauen sich Spannungen auf. Wenn es dann zum Spannungsausgleich kommt bricht das Gestein und reißt entlang der Erbebenherd- Fläche auf. Die bei diesem Aufreißen entstehenden Erschütterungen, nennen wir Erdbeben. Es gibt drei Arten von Erdbeben: tektonische Erdbeben, Einsturzbeben und vulkanische Erdbeben.

Die tektonischen Erdbeben sind die stärksten und häufigsten. Ihre Wirkung kann sehr weit reichen und katastrophale Folgen haben.

Einsturzbeben entstehen, wenn unterirdische Hohlräume zusammenstürzen. Sie sind sehr schwach und haben nur eine lokale Bedeutung.

Vulkanische Beben sind mit vulkanischen Aktivitäten verbunden, und werden in vulkanisch gefährdeten Gebieten als Hinweis auf die Möglichkeit bevorstehender Eruptionen angesehen. Sie machen 7% aller Beben aus und haben keine große Reichweite.

Nach der Entfernung werden auch Orts-, Nah- und Fernbeben unterschieden.

Tiefenverteilung der Erdbebenherde

Die Tiefenverteilung gehört zu den wichtigsten Merkmalen einer Erdbebenzone. Das Hypozentrum kann eine Tiefe bis zu 720km(maximal gemessene Herdtiefe) erreichen.

Flachbeben: haben ihren Herd in einer Tiefe von bis zu 70 Kilometer. mitteltiefe Beben: Ihr Herd erreicht eine Tiefe von 300 Kilometer. Tiefbeben: Erreichen eine Tiefe bis 700 Kilometer.

Hypozentrum und Epizentrum

Die Erdbebenherde besitzen eine gewisse Räumliche Ausdehnung. Der unter der Erdoberfläche liegende Ausgangspunkt eines Erdbebens wird Hypozentrum genannt.

Der Punkt an der Erdoberfläche, der senkrecht über dem Erdbebenherd liegt wird Epizentrum genannt.

Erdbebenwellen und ihre Ausbreitung

Erdbeben können sich in Form von Wellen „Fortpflanzen“. Vom

Erdbebenherd(Hypozentrum) ausgehende Erschütterungen breiten sich in Form von seismischen Wellen in allen Richtungen aus. Dabei sind verschiedene Wellenarten zu unterscheiden:

Raumwellen

Primärwellen: Primärwellen sind Kompressions- oder Longitudinalwellen.

Dabei handelt es sich um die sich am schnellsten ausbreitenden Wellen. Die P- Wellen versetzen das Gestein parallel zur Ausbreitungsrichtung der Wellen in Schwingung. Das Gestein wird dabei wechselweise komprimiert und gedehnt. Die P-Wellen breiten sich mit einer Geschwindigkeit von 6-13,5km/s aus. Sekundärwellen: Bei den Sekundärwellen handelt es sich um Scher- oder Transversalwellen. Bei den S-Wellen bewegen sich die Bodenteilchen quer zur Ausbreitungsrichtung. Das Gestein wird dadurch senkrecht zur Fortpflanzungsrichtung in Schwingung versetzt. Diese Wellen breiten sich mit einer Geschwindigkeit von 3,5-7,5km/s aus.

Beide Wellenformen schwingen in einem Frequenzbereich von 0,1 bis 30 Hertz. Während die P-Wellen sich in Flüssigkeiten und fester Materie gleichermaßen fortpflanzen können, kann sich die S-Welle nur in festem Gestein ausbreiten und wird daher von den flüssigen Bereichen des Erdinneren „geschluckt.

Oberflächenwellen

Erreichen die S- und P-Wellen die Oberfläche, werden sie reflektiert oder in andere Wellenformen, die sogenannten Oberflächenwellen, umgewandelt. Bei den Oberflächenwellen unterscheidet man in:

Love-Wellen: Die Love-Wellen sind nach dem englischen Physiker Augustus Love benannt. Sie verformen das Gestein in horizontaler Richtung. Diese seitlichen Schwingungen des Bodens gehören zu den zerstörerischsten Wellen eines Bebens.

Rayleigh-Wellen: Diese Wellen sind nach Lord Rayleigh benannt, der als erster diesen zweiten Typ von Oberflächenwellen entdeckt hat. Sie schwingen in rollenden Bewegungen, ähnlich wie Wasserwellen. Diese sind die langsamsten aber auch die zerstörerischsten Wellen.

Rayleigh-Wellen zeichnen sich durch eine Elliptische Partikelbewegung in der Vertikalebene aus.

Da alle diese Wellen eine unterschiedliche Laufzeit haben, besteht ein Erdbeben aus einer Abfolge unterschiedlicher Bodenbewegungen. Die zuerst eintreffenden P-Wellen erzeugen Auf- und Ab- Bewegungen des Bodens. Einige Zeit später folgt das heftige seitliche Rütteln der S-Wellen, das länger anhält.

Kurz darauf treffen die Love-Wellen gefolgt von den Rayleigh-Wellen ein. Den Abschluss eines Bebens bildet meist eine Mischung aus Wellentypen.

Geographische Lage der Erdbebenherde

Genau wie Vulkane und Gebirgsketten sind auch Erdbeben nicht willkürlich verteilt. Durch die Einführung der Computertechnik ist es wesentlich leichter die Erdbeben zu lokalisieren. Die Epizentralkoordinaten können auf ein hundertstel genau berechnet werden. Die Epizentren konzentrieren sich im wesentlichen auf relativ schmale, langgestreckte Zonen, die die Erde weiträumig umspannen. Man fasst diese Erdbebenzonen oder -Gürtel zu drei großen Komplexen zusammen:

Zirkumpazifischer Gürtel: Neuseeland, Kermadec-, Tonga-, Fidschiinseln, Vanuatu, Salomonen, Neubritannien, W- Iran, Indonesien, Philippinen, Taiwan, Riu-Kiu-Inseln, Karolinen, Marianen, Volcano und Bonininseln, Sundainseln, Andamanen, Japan, Kurilen, Kamtschatka, Aleuten, S- Alaska, W- Küste N- Amerikas, W- Küste Mittelamerikas, Karibisches Meer, W- Küste S- Amerikas; Diese Erdbebenzone zählt zu den wichtigsten Zonen. Hier kommen ca.80% der gesamten Erdbebenenergie zur Auslösung.

Mediterran- Transasiatischer Gürtel: NW- Afrika, SW- Europa, S- Europa, Mittelmeer, Vorderasien, Mittelasien, China, Mongolei, N- Indien; Innerhalb dieses Bereiches werden 15-20% der gesamten seismischen Energie freigesetzt.

Mittelozeanischer Rücken und ostafrikanisches Grabensystem:

Mittelatlantischer Rücken, Atlantisch- Indischer Rücken, Schwellen im Indik, Ostafrika, Hawaii, Schwellen im S- und SE- Pazifik, S- Antillen- Bogen; Die Herde, welche dem Verlauf untermeerischer Rücken folgen, tragen etwa 3-7% zum seismischen Energiehaushalt der Erde bei und bilden ein zusammenhängendes System.

Die systematisch räumliche Anordnung der Erdbebenherde gibt Hinweise auf die Grenzen der großtektonischen Platten und ihre Relativbewegungen an der Erdoberfläche sowie auf die vulkanische Aktivität der Erde in vielen Erdbebengebieten.

Während diese Bereiche eine hohe seismische Aktivität aufweisen, zeigen alte Tafelbereiche(Osteuropäische Tafel, Brasilianischer Schild) und die Antarktis sowie die Zentralteile großer Ozeanbecken eine geringe seismische Aktivität. Grund dafür ist das dort keine bedeutende geologische Prozesse mehr ablaufen. Damit fehlt dort die hauptsächliche Energiequelle für Erdbeben. Trotzdem gibt es kein Gebiet der Erde, das man als vollständig erdbebenfrei bezeichnen kann, wenn man auch die Ereignisse mit schwacher Energie in Betracht zieht.

Intensitätsskalen

Die Stärke eines Erdbebens ist von großer Bedeutung für die Wissenschaft. Daher haben Seismologen einfache Methoden entwickelt, um die Stärke der Erdbeben zu Erfassen. Die erste allgemeingültige Intensitätsskala wurde in den achtziger Jahren des vorigen Jahrhunderts von dem Italiener M.S.Rossi und dem Schweizer Francis Forel entwickelt. Diese Skala reicht von I bis X und wurde im Jahre 1906 zur Kartierung der Intensität des Erdbebens von San Francisko herangezogen. Heute werden zwei Intensitätsskalen verwendet. Die eine ist die Richterskala, benannt nach dem englis chen Seismologen Charles Francis Richter. Die zweite Skala ist nach dem italienischen Seismologen Giuseppe Mercalli benannt.

Richter Skala : Charles Richter entwickelte 1935 am California Institute of

Technology ein analoges Maß für Erdbeben. Er schlug vor, die Erdbeben nach der Amplitude der seismischen Welle, wie sie vom Seismographen aufgezeichnet wird, einzustufen. Aufgrund der enormen Bandbreite der Erdbebenstärke, empfiehlt es sich, die gemessene Amplitude zu logarithmieren: Die Richter- Magnitude (Ml) ist der dekadische Logarithmus der maximalen Amplitude der seismischen Welle. Die Amplitude wird in tausendstel Millimeter gemessen, und zwar von dem speziellen Wood- Anderson- Seismographen. Richter legte sich auf keinen bestimmten Wellentyp fest, so dass die Maximalamplitude jeder Wellenform entnommen werden kann. Da die Amplituden in der Regel mit der Entfernung kleiner werden, wählte Richter als Standard eine Entfernung von 100 Kilometern vom Epizentrum. Der Definition nach gilt: Wenn der Seismograph in 100 Kilometer Entfernung eines Erdbebens eine maximale Amplitude von einem Zentimeter(10 hoch 4 Tausendsteln eines Millimeters) aufzeichnet, hat es die Stärke 4.

Mercalli Skala: Die Mercalli Skala wurde am Anfang des 20. Jahrhunderts vom italienischen Seismologen Giuseppe Mercalli eingeführt. Bei dieser Skala wird die Intensität nicht direkt gemessen. Zur Einordnung eines bestimmten Erdbebens auf der Skala sammelte er eine Vielzahl leicht erfassbarer Auswirkungen des Bebens: der Prozentsatz der Menschen, die es wahrnahmen, und ihre physische Reaktion, die Erschütterung von Haushaltsgegenständen, die Beschädigung an Schornsteinen und nicht bewehrtem Mauerwerk und so weiter. Diese Beschreibungen werden dann mit den Kriterien der einzelnen Werte auf der Intensitätsskala verglichen und der Wert mit der größten Übereinstimmung bestimmt.

Vergleich der Mercalli- und Richter- Skala

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Erdbebenvorhersage

Wissenschaftliche Voraussagen betreffen im allgemeinen das Ausmaß des Phänomens, den Ort und die Zeit seines Erscheinens. Mit diesen präzisen Vorhersagen wären klare und umfassende Maßnahmen möglich.

Zur Vorhersage eines Erdbebens müssen ausreichend Daten über die Verursacher oder Vorboten der Erdbeben vorhanden sein. In den letzten Jahren konzentrierten sich die Bemühungen zur Erdbebenvorhersage auf präzise Messungen von Schwankungen physikalischer Parameter der Krustengesteine in kontinentalen, seismisch aktiven Regionen. Besonders empfindliche Geräte wurden installiert, um langfristige Änderungen dieser Parameter beobachten zu können. Es werden zum Beispiel Satelliten eingesetzt, mit denen aus dem Weltraum ständige Aufnahmen der Erde gemacht werden, auf diese Weise können wichtigen Daten gesammelt werden. Diese Satelliten nehmen die Verschiebungen der Erdoberfläche bzw. der tektonischen Platten, auf eine Genauigkeit von einem Millimeter, auf. Die Zahl der Messungen ist aber immer noch begrenzt. Viele Ergebnisse waren bisher widersprüchlich. Manchmal zeigten sie ein ungewöhnliches Verhalten vor einem lokalen Erdbeben; in anderen Fällen geschah nichts Auffälliges, da sich die Parameter verändern können, ohne dass ein Erdbeben folgt. Die fünf Parameter die als besonders zuverlässig gelten, sind die seismische P- Geschwindigkeit, die Bodenhebung, Radonemission, spezifischer elektrischer Widerstand und die Anzahl der seismischen Ereignisse.

Die Schwankungen der Wellengeschwindigkeit sind für Seismologen von besonderem Interesse. Veränderungen von einer hundertstel Sekunde in den Laufzeiten der P- und S- Wellen können mit modernen Seismographen und Chronometern ohne weiteres gemessen werden. Die P- und S- Wellen entstehen bei kleineren Erdbeben in der Nähe des Hypozentrums und bei größeren außerhalb des Hypozentrums.

Der zweite Parameter ist die Veränderung des Bodenniveaus, wie zum Beispie die Verkippung des Bodens in der Nähe aktiver Störungen. Die Untersuchungen auf regionaler Ebene führen aber zu Widersprüchen und lassen an der Methode große Zweifel.

Der dritte Parameter ist die Freisetzung von Radon und anderer Gase entlang aktiver Störungszonen. Diese Methode ist aber auch nicht zuverlässig, weil man Aufgrund der vielfältigen geologischen Gegebenheiten nicht sagen kann, ob erdbebenbegleitende Anstiege gegenüber den normalen Veränderungen der Gaskonzentration signifikant sind.

Der vierte Parameter, dem große Aufmerksamkeit geschenkt wird, ist die

elektrische Leitfähigkeit des Gesteins in Erdbebengebieten. Man weiß, dass sich der elektrische Widerstand von wassergesättigtem Gestein wie Granit unter hohem druck kurz vor dem Bruch drastisch verändert. Experimente haben ergeben, dass sich der elektrische Widerstand vor einem Erdbeben verringert.

Der fünfte Parameter ist die Anzahl der seismischen Ereignisse. Gelegentlich werden vor einem Erdbeben auffällige Veränderungen festgestellt. Meistens sind das kleine Vorbeben die auf ein zerstörerisches Erdbeben hinweisen. Da sich diese fünf Parameter nicht als besonders zuverlässig erwiesen, stützt man sich auf die Paläoseismologie. Diese Methode ermöglicht es eine langfristige Vorhersage der Erdbebenwahrscheinlichkeit in einer Region zu treffen. Auf diesem Gebiet macht man insbesondere Gebrauch von geologischen Befunden und vertraut auf die allgemeine Theorie der Plattentektonik.

Auswirkungen von Erdbeben

Einen Großteil der Erdbeben können wir nicht spüren, sie sind nur mit modernsten Geräten zu erfassen. Erdbeben mit einer großen Intensität können hingegen katastrophale Folgen haben. Das aktuelle Beispiel, Indien, zeigt uns welche Folgen ein Erdbeben haben kann. Es kommt zu Zerstörung von Gebäuden und zu Erdrutschen, die meistens Todesopfer fordern.

Entlang der ozeanischen Ränder können auch gefährliche Meereswellen über die Küstenlinie hinausschießen, den strandnahen Bereich verwüsten und damit vielleicht mehr Todesopfer fordern und Zerstörung hervorrufen als das Beben selbst. Diese Wellen nennt man Tsunamis. Tsunamis können ihre Ursache in verschiedenen Störungen haben, beispie lsweise in untermeerischen Hangrutschungen, Explosionen von Vulkaninseln und Erdbeben. Auf dem offenen Meer erreichen Tsunamis eine Geschwindigkeit von 700km/h. Wenn der Tsunami flacheres Wasser erreicht, sinkt seine Geschwindigkeit rapide, während die Wellenhöhe um ein Vielfaches steigt und gelegentlich bis zu 25 Meter erreicht.