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Erdbeben

Seismogramm des Erdbebens von Nassau (Lahn), 14. Februar 2011

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.[1][2] Unter dem Meerboden ausgelöste Beben werden auch Seebeben oder unterseeische Erdbeben genannt; sie unterscheiden sich von anderen Beben zum Teil in den Auswirkungen, jedoch nicht 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, Tsunamis 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 sogenannten Pazifischen Feuerring, statt (s. Liste unten).

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 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, an denen sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (Subduktions- oder 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 werden jedoch Beben mit Herden bis in 700 km Tiefe nachgewiesen. Solche Tiefherdbeben treten vor allem an Subduktionszonen auf. Dort bewegen sich zwei Platten aufeinander zu, wobei die dichtere der beiden unter jene mit der geringeren Dichte geschoben wird und in den Erdmantel abtaucht. Der abtauchende Teil der Platte (engl.: slab) erwärmt sich im Mantel jedoch relativ langsam, sodass dessen Krustenmaterial auch noch in größeren Tiefen bruchfähig ist. Die Hypozentren von Erdbeben, die innerhalb eines Slabs auftreten, ermöglichen somit Schlüsse auf die Position desselben in der Tiefe (sogenannte Wadati-Benioff-Zone). Als Auslöser dieser Tiefherdbeben gilt unter anderem die Volumenänderung des Slab-Gesteins infolge von Mineralumwandlungen unter den im Mantel herrschenden Temperatur- und Druckbedingungen.

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 können auch durch Frost ausgelöst werden (Frostbeben), wenn Wasser im Erdreich gefriert und sich dabei ausdehnt. Im tief gefrorenen Boden wird dabei das Gestein rund herum aufgebrochen, es kommt zu kleineren Erschütterungen, die teilweise auch an der Oberfläche als "Erdbeben" und grollendes Geräusch wahrgenommen werden. Dies passiert nur bei extremer Kälte und sehr schneller Abkühlung.[3]

Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit eines Bebens beträgt im Normalfall ca. 12600 Kilometer pro Stunde (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. 28800 Kilometern pro Stunde gemessen wurde. 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.[4]

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 Seismogrammen 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.

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

Die räumliche Lage der Herdfläche kann durch die drei Winkel Φ, δ und λ beschrieben werden:[5][6]

  • Φ bezeichnet das Streichen (engl.: strike) der Herdfläche. Dies ist der Winkel zwischen der geografischen 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

→ Hauptartikel: Erdbebenskala

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.[7] Die Möglichkeit zur Erfassung von Intensitäten beschränkt sich auf relativ dicht besiedeltes Gebiet.

Magnitude

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.[7] Sie ist aufgrund der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit älteren Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in Gebrauch.

Vorhersage

→ Hauptartikel: Erdbebenvorhersage
Zerrissener Fußwegbelag nach Bodenverflüssigung: Chūetsu-Erdbeben, Ojiya, Niigata, Japan, 2004

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

Die folgende Liste wurde nach Angaben des USGS zusammengestellt.[8][9] 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.

Rang Bezeichnung Ort Datum Stärke Anmerkungen
1. Erdbeben von Valdivia Chile 22. Mai 1960 9,5 1655 Tote
2. Karfreitagsbeben Alaska 27. März 1964 9,2 Tsunami 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. Tōhoku-Erdbeben 2011 östlich vor Honshū, Japan 11. März 2011 9,0 Das „bislang teuerste Erdbeben überhaupt“[10][11]: 19.300 Menschen starben, 450.000 Menschen wurden obdachlos, und 335 Milliarden USD Verlust (circa 250 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 gab es auch schwere Folgen für die Kernreaktorblöcke der Atomkraftwerke Fukushima Daiichi, Fukushima Daini, Onagawa und Tōkai. Es gab hunderte Brände und langfristige Stromausfälle in Millionen von Haushalten.
5. Erdbeben von Kamtschatka Kamtschatka, Russland 04. Nov. 1952 9,0
6. Erdbeben vor Maule Chile 27. Feb. 2010 8,8 521 Tote, 56 Vermisste
7. Erdbeben vor Ecuador vor Ecuador 31. Jan. 1906 8,8
8. Erdbeben bei den Rat Islands Rat Islands, Alaska 04. Feb. 1965 8,7
9. Erdbeben vor Sumatra vor Nord-Sumatra 28. März 2005 8,6 Über 1000 Tote
10. Erdbeben in Assam-Tibet Grenzregion China-Indien 15. Aug. 1950 8,6

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. Für Stahlbetonbauten sind entsprechende Bemessungskriterien definiert.

Siehe auch

Literatur

  • Emanuela Guidoboni, John E. Ebel: Earthquakes and tsunamis in the past: a guide to techniques in historical seismology. Cambridge University Press, 2009, ISBN 978-0-521-83795-8. Wissenschaftliches Lehrbuch der historischen Seismologie in engl. Sprache.
  • Christian Rohr: Extreme Naturereignisse im Ostalpenraum: Naturerfahrung im Spätmittelalter und am Beginn der Neuzeit. Böhlau, Köln u. a. 2007 (= Umwelthistorische Forschungen 4), ISBN 978-3-412-20042-8. Differenzierte Studie zur Naturwahrnehmung.
  • Gerhard H. Waldherr, Anselm Smolka (Hrsg.): Antike Erdbeben im alpinen und zirkumalpinen Raum: Befunde und Probleme in archäologischer, historischer und seismologischer Sicht. Beiträge des Interdisziplinären Workshops Schloss Hohenkammer, 14./15. Mai 2004 = Earthquakes in antiquity in the alpine and circum-alpine region. Stuttgart 2007 (= Geographica historica 24), ISBN 978-3-515-09030-8. Internationale Tagung zur historischen Seismologie.
  • Götz Schneider: Erdbeben – Eine Einführung für Geowissenschaftler und Bauingenieure. Spektrum Akademischer Verlag, München 2004, ISBN 3-8274-1525-X. Eine etwas kompliziertere Einführung mit einigen mathematischen Darstellungen.
  • Peter M. Shearer: Introduction to Seismology. Cambridge University Press, New York 1999, ISBN 0-521-66953-7. Wissenschaftliches Lehrbuch in engl. Sprache.
  • Gerhard Waldherr: Erdbeben: das außergewöhnliche Normale; zur Rezeption seismischer Aktivitäten in literarischen Quellen vom 4. Jahrhundert v. Chr. bis zum 4. Jahrhundert n. Chr. Stuttgart 1997 (= Geographica historica 9), ISBN 3-515-07070-2. Grundlegend für die Rezeptionsgeschichte von Erdbeben.
  • Thorne Lay, Terry C. Wallace: Modern Global Seismology. Academic Press, San Diego 1995, ISBN 0-12-732870-X. Umfangreiches wissenschaftliches Standardwerk in engl. Sprache.
  • Bruce A. Bolt: Erdbeben – Schlüssel zur Geodynamik. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-353-0. Eine gute Einführung auch für Laien.
  • Enzyklopädie Naturwissenschaft und Technik. Zweiburgenverlag, Weinheim 1981.
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  Wikisource: Erdbeben  – Quellen und Volltexte

Erdbebenmeldungen

Einzelnachweise

  1. ↑ Schweizerischer Erdbebendienst.
  2. ↑ Ulrich Smoltczyk et al.: Grundbau-Taschenbuch. Teil 1: Geotechnische Grundlagen. 6. Aufl., Berlin 2001, ISBN 3-433-01445-0, p.381.
  3. ↑ http://www.juskis-erdbebennews.com/
  4. ↑ http://www.spektrum.de/news/ueberschallschnelles-erdbeben-erstaunt-geologen/1300935 Tektonik - Überschallschnelles Erdbeben erstaunt Geologen
  5. ↑ Peter M. Shearer: Introduction to Seismology. Hrsg.: Cambridge University Press. New York 1999, ISBN 978-0-521-66953-5.
  6. ↑ T. Lay und T. C. Wallace: Modern Global Seismology. Hrsg.: Academic Press. San Diego 1995, ISBN 978-0-12-732870-6.
  7. 1 2 Hans Berckhemer: Grundlagen der Geophysik. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, 2002, ISBN 978-3-534-13696-4.
  8. ↑ Largest Earthquakes in the World Since 1900. USGS, 2. November 2010; abgerufen am 13. März 2011 (englisch).
  9. ↑ Earthquake Search. USGS, 11. Februar 2010; abgerufen am 13. März 2011 (englisch).
  10. ↑ Erdbeben trafen Japan und Neuseeland am härtesten. Karlsruher Institut für Technologie, Januar 2012; abgerufen am 28. April 2012 (deutsch).
  11. ↑ CATDAT – Damaging Earthquakes Database 2011 – The Year in Review. CEDIM / KIT, Januar 2012; abgerufen am 28. April 2012 (PDF; 2,0 MB, englisch).