Erdbeben

Weiterführende Informationen Erdbebenratgeber des BM I (pdf)

Erdbeben sind natürliche Erschütterungen des Erdkörpers, die ihren Ursprung im Erdinneren haben. Der deutlich größte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist jedoch zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Starke Erdbeben zerstören Bauten und Häuser, lösen Erdrutsche oder Tsunamis aus und töten dabei Menschen. Man unterscheidet zwischen tektonischen Beben, vulkanischen Beben und Einsturzbeben.

Entstehung

Die weitaus größte Häufigkeit, sie beträgt weltweit ca. 90 %, und Wichtigkeit haben aber die tektonischen Beben. Sie treten an bereits in früheren erdgeschichtlichen Epochen entstandenen Brüchen innerhalb der weitgehend starren Erdkruste auf, aber zum Teil auch an tief in den Erdmantel abtauchenden sogenannten "Platten". Die Bebenenergie stammt aus dem Erdmantel, in dessen zähflüssigem Magma als Folge radioaktiver Zerfallsprozesse Konvektionsströme auftreten, die durch ihre Bewegung im darüber befindlichen Krustenmaterial Spannungen erzeugen. Wenn diese mechanischen Spannungen an einer Bruchfläche im Grundgebirge, etwa an einer Verwerfung oder tektonischen Störung, einen kritischen Wert überschreiten, dann kommt es im Bebenherd zu einem plötzlichen, scherbruchartigen Vorgang mit einer Verschiebung (Dislokation), die einen Spannungsabbau sowie ein tektonisches Erdbeben bewirkt. Durch das aneinander "Vorbeigleiten" zweier Platten können ebenso Erdbeben verursacht werden. (sog. Längsverwerfungen) - z. B. die San Andreas-Verwerfung zwischen San Francisco und L.A., die Karibische Platte zwischen Kuba und der Dominikanischen Republik (die östliche oder westliche Plattengrenze wird wieder als Subduktionszone dargestellt) oder die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei. Die freigesetzte Energie wird zum Teil im Herdbereich für Zerstörungen des Felsmaterials verbraucht, zum Großteil aber durch wellenförmige Schwingungen nach allen Richtungen hin abgestrahlt. Diese Schwingungsenergie hat meist im Erdbeben-Epizentrum, das sich an der Erdoberfläche direkt über dem Bebenherd befindet, ihre größte Wirkung, Die Bebenwirkungen an der Erdoberfläche sind in der Regel um so geringer, je größer der Abstand des Beobachtungsorts vom Epizentrum ist. Doch können starke, energiereiche Erdbeben an schwingungsanfälligen Gegenständen, Gebäuden und dergleichen Resonanzeffekte, also Aufschaukelungen, bewirken und so die lokalen Bebenwirkungen wieder steigern. Dies gilt insbesondere für Epizentraldistanzen von mehr als 50 Kilometern.

Makroseismische Bewertung

Die Erdbebenwirkungen an der Erdoberfläche werden mit Hilfe einer sogenannten "makroseismischen Intensitätsskala" bewertet. In vielen Ländern, einschließlich Österreich, wird eine 12stufige Intensitätsskala verwendet, nämlich die Europäische Makroseismische Skala (EMS-98). Die wichtigsten Intensitätsmerkmale der 12stufigen makroseismischen Skala werden wie folgt beschrieben:

Gebäude aus Feldsteinen, Luftziegeln und dergleichen, aber auch schlecht erhaltene Gebäude, reagieren im Allgemeinen um ein bis zwei Intensitätsgrade empfindlicher als gut erhaltene Ziegelbauten oder Steinbauten aus bearbeiteten Steinen.

Erdbeben - Wahrnehmungsberichte

Die Bevölkerung wird im Falle eines österreichischen oder in Österreich wahrnehmbaren Erdbebens vom Erdbebendienst gebeten, schriftliche Berichte einzusenden. Diese sollten außer der Zeit und dem Ort der Wahrnehmung noch möglichst viele der intensitätsbestimmenden Angaben enthalten, wie sie in der Tabelle angeführt sind. Optimal wäre die Verwendung des vom österreichischen Erdbebendienst erstellten Formulars "Erdbeben - Wahrnehmungsbericht". Zur richtigen Abgrenzung eines Erdbebengebiets sind neben den "positiven" Meldungen auch "negative" Meldungen (Leermeldungen) notwendig und erwünscht.

Diesen Erdbebenwahrnehmungsbericht können Sie im Internet beim Erdbebendienst an der Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik https://www.zamg.ac.at/cms/de/aktuell/erdbeben auf der Seite Erdbeben ausfüllen.

Mikroseismische Bewertung

Während bei historischen Beben nur eine makroseismische Untersuchung möglich ist, können Erdbeben des 20. Jahrhunderts in zunehmendem Maße auch instrumentell, mikroseismisch, studiert werden. Die Erdbebenmessgeräte, sogenannte Seismometer und Seismographen, können heute bereits sehr kleine Bodenbewegungen erfassen. Für die Ortung eines Erdbebenherdes sind mindestens vier im Hinblick auf den Herd günstig gelegene seismische Stationen erforderlich. Für die Bestimmung des Epizentrums allein genügen bereits drei solcher Stationen. Von möglichst vielen Erdbebenwarten registrierte Zeitverläufe eines Erdbebens ermöglichen u. a. nicht nur eine genaue Ortung des Bebenherds, sondern auch die Bestimmung der Lage und Ausdehnung der aktiven Bruchfläche sowie der Größe und Richtung der an ihr erfolgten Verschiebung. Die instrumentellen Erdbebenaufzeichnungen sind auch die Grundlage für die Bestimmung der Erdbebenstärke (= Magnitude) nach der Richterskala. Die Werte der Bebenstärke nach Richter sind ein logarithmisches Maß für die Schwingungsenergie eines Erdbebens.

Dazu folgendes Beispiel:

Ein "Weltbeben" der Stärke 8,0 nach der Richterskala hat eine 1000mal größere Energie als ein Beben der Stärke 6,0 nach Richter, und letzteres ist 31,6mal energiereicher als ein Beben der Stärke 5,0 nach Richter. Die Richterskala ist "nach oben offen". Sie hat einen natürlichen Grenzwert, der zur Zeit bei 8,9 liegt. Die seismische Energie eines Bebens der Magnitude 8,9 nach Richter entspricht der Energie von nahezu 400 Milliarden Kilowattstunden! Eine Umrechnung von Bebenstärken nach der Richterskala in Intensitätswerte nach der 12stufigen Mercalli-Sieberg-Skala und umgekehrt ist nur dann näherungsweise möglich, wenn man auch die Herdentfernung, insbesondere die Herdtiefe, sowie die Oberflächengeologie kennt. Denn zwei Beben mit gleicher Energie, d.h. mit gleicher Stärke nach der Richterskala, aber unterschiedlichen Herdtiefen, haben auch unterschiedliche Wirkungen an der Erdoberfläche und somit auch unterschiedliche Intensitäten nach der Mercalli-Sieberg-Skala.

Für österreichische Schadenbeben gilt zumeist die Faustregel:

Epizentralintensität (oMSK) = 1,5 x Richter-Magnitude

Richter-Magnitude = (2/3) x Epizentralintensität (oMSK)

Die Energien zweier Erdbeben mit gleicher Herdtiefe unterscheiden sich um den Faktor zehn, wenn sich ihre Epizentralintensitäten um ein Grad nach der 12stufigen Intensitätsskala unterscheiden.