FAQ´s zu Erdbeben

Hier finden Sie Antworten auf die häufigsten Fragen zum Thema Erdbeben.

Was sind Erdbeben?

Unter einem Erdbeben versteht man eine Erschütterung der Erdkruste. Diese Erschütterung kann verschiedene Ursachen haben. Bei Erdbeben werden zwei Hauptgruppen unterschieden: natürliche und induzierte Erdbeben.

Natürlichen Erdbeben werden durch unterirdische Massenverlagerungen verursacht. Dazu zählen - tektonische Erdbeben, verursacht durch die Bewegung der tektonischen Platten der Erdkruste - vulkanische Erdbeben, verursacht durch vulkanische Aktivität - Einsturzbeben (z. B. Dolinen im Karst)

Einen Sonderfall stellen die sogenannten Impaktereignisse (durch auf der Erdoberfläche einschlagende Himmelskörper) dar, die man ebenfalls zu den natürlichen Erdbeben zählen kann.

Unter induzierten Erdbeben versteht man hingegen alle Bodenerschütterungen, die durch menschliche Eingriffe in die Natur entstehen können. Ursachen können z. B. Prozesse der Rohstoffentnahme aus dem Erdinneren sein (Bergbau, Ölförderung etc.), Talsperren, das Einpressen von Flüssigkeiten in die Erdkruste und Sprengungen.

Wie entstehen Erdbeben?

Die meisten stärkeren Erdbeben sind tektonischer Natur. Sie entstehen durch eine plötzliche Verschiebung entlang einer bereits existierenden Bruchzone. Diese Bruchzone kann eine Plattengrenze sein - oder eine Bruchzone im Inneren einer Platte.
Erdbeben entstehen vor allem durch dynamische Prozesse im Erdinneren. Im Erdmantel gibt es Wärmeströmungen, wodurch die Platten der Erdkruste in Bewegung gesetzt werden – die sogenannte Plattentektonik. Insbesondere an den Plattengrenzen, an denen sich verschiedene Platten relativ zueinander bewegen, bauen sich mechanische 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 zu tektonischen Beben. Erdbeben auch in Verbindung mit vulkanischer Aktivität entstehen.
Besonders erdbebengefährdet sind Regionen, die entlang solcher Plattengrenzen liegen wie die Nord- und Südamerikanische Westküste, Japan, Indonesien, die Türkei, Griechenland oder Italien.
Weiteres können Erdbeben auch durch menschliche Aktivität verursacht werden, beispielsweise durch Bergbau, Tunnelbau, Steinbruch Sprengungen, Geothermie- oder Fracking-Projekte. Man spricht in diesem Fall von “induzierten Erdbeben”. (siehe Frage “Was sind induzierte Erdbeben”).

Was sind induzierte Erdbeben?

Unter induzierten Erdbeben versteht man all jene Bodenerschütterungen, die durch menschliche Eingriffe in die Natur entstehen. Ursachen können z.B. Prozesse der Rohstoffentnahme aus dem Erdinneren sein (Bergbau, Ölförderung etc.), Wasser-resevoirs bzw. Talsperren, das Einpressen von Flüssigkeiten in die Erdkruste und Sprengungen.

Welche Arten von Erdbebenwellen gibt es?

Seismische Wellen sind Wellen von Energie, die durch einen plötzlichen Bruch von Gesteinen in der Erde freigesetzt wird und sich dann in der Erde ausbreitet. Je nachdem, ob sich seismische Wellen im Inneren des Erdkörpers oder an dessen Oberfläche ausbreiten, lassen sich grundsätzlich zwei Arten unterscheiden: Raumwellen (engl. body waves) und Oberflächenwellen (engl. surface waves).
Weitere Unterschiede ergeben sich aus der Art der Schwingung, ob deren Ebene längs oder quer zur Ausbreitungsrichtung ist bzw. welche Form die Teilchenbewegung hat.
Es können vier Haupttypen unterschieden werden:

P-Wellen sind die sogenannten Primärwellen. Sie sind die schnellsten (6 km/s - 8 km/s in der Erdkruste) und kommen als erstes an. Bei diesen Wellen werden die Teilchen im Boden in Ausbreitungsrichtung hin und hergeschoben. Diese sogenannten Longitudinalwellen breiten sich sowohl in festen als auch in flüssigen Materialien aus.

S-Wellen sind die sogenannten Sekundärwellen. Sie sind langsamer als die P-Wellen (4 km/s - 5 km/s in der Erdkruste). Bei diesen Wellen schwingen die Teilchen im Boden senkrecht zur Ausbreitungsrichtung. Diese sogenannten Transversalwellen können sich nur in festen Materialien ausbreiten. Aus dem Unterschied der Ankunftszeiten zwischen P- und S-Wellen lässt sich bereits die Entfernung zum Epizentrum bestimmen.

Rayleigh-Wellen sind Oberflächenwellen, bei der der Boden in einer elliptischen Bewegung rollt, ähnlich den Meereswellen. Die meisten Erschütterungen, die bei einem Erdbeben gespürt werden, sind in der Regel Rayleigh-Wellen, deren Amplituden viel größer als die der übrigen Wellenarten werden können.

Love-Wellen sind die schnellsten Oberflächenwellen. Sie breiten sich mit rund 2000–4400 m/s (abhängig vor allem von der Frequenz und damit der Eindringtiefe in die Erdkruste) aus, aber langsamer als die S-Wellen, von denen sie herrühren. Die Bodenbewegung erfolgt in horizontaler Richtung, senkrecht zur Ausbreitungsrichtung. Die Love-Wellen verursachen die größte Zerstörung von Strukturen an der Erdoberfläche.

Was versteht man unter der Magnitude eines Erdbeben?

Die Magnitude ist ein Maß für die am Erdbebenherd (Hypozentrum) freigesetzte Energie, und somit der Stärke eines Erdbebens. Sie ist ein logarithmischer Wert, was bedeutet, dass der Anstieg um eine Magnitude einer 30-mal höheren Energiefreisetzung entspricht. Bei einem Erdbeben der Magnitude 6 wird also 30-mal soviel Energie freigesetzt wie bei einem Magnitude 5 Beben. Daher kommt auch der gewaltige Unterschied im Zerstörungspotential zwischen Erdbeben der Magnitude 5 und der Magnitude 7, da 900 mal (30 mal 30) mehr seismische Energie freigesetzt wird. Die Magnitude wird in der Regel aus den Aufzeichnungen seismischer Messgeräte, sogenannten Seismogrammen, bestimmt und wurde in den 30er Jahren von Charles Francis Richter in Kalifornien eingeführt. Daher auch der Name Richter-Skala, welche auch in Österreich noch Verwendung findet. Im Laufe der Zeit wurden noch weitere Magnitudenskalen entwickelt.

Welche Magnitudenskalen gibt es und warum?

Der Begriff der Magnitude wurde von Charles Francis Richter 1935 in Kalifornien eingeführt, um ein physikalisches u.v.a. objektives Maß für die Stärke eines Erdbebens am Hypozentrum zu definieren. Im Laufe der Zeit hat man allerdings gemerkt, dass diese Magnitudenskala nur für einen bestimmten Distanzbereich gültig ist und die freigesetzte Endergie weit entfernter Erdbeben nicht korrekt wiederspiegelt. Der Grund dafür ist folgender: Mit zunehmender Ausbreitung der von einem Erdbeben ausgehenden Wellen, verlieren diese, ihre höheren Frequenzinhalte aufgrund der Absorption. Daher können an einzelnen Erdbebenstationen, welche unterschiedlich weit vom Hypozentrum entfernt sind, nicht die gleichen Wellenfrequenzen beobachtet werden. Aus diesem Grund wurden für verschiedene Frequenzen eigene “Skalierungsgesetze” bzw. Magnitudenskalen entwickelt. Die geläufigsten sind:

Lokalmagnitude ML (local magnitude – die eigentliche “Richterskala”) Sie wird hauptsächlich für Beben bestimmt, die nahe an der registrierenden Station liegen (einige 100km) und dominierenden Wellenfrequenzen > 1 Hz haben. Der Vorteil ist, dass sich ML sehr schnell berechnen lässt. Der größte Nachteil hingegen ist, dass die Skala bei einer Magnitude größer 6 “sättigt”, also der Wert bei stärkeren Beben kaum mehr zunimmt.

Raumwellen-Magnitude mb oder Mb (body wave magnitude) mb wird hauptsächlich bei einer Wellenfrequenz von 1 Hz aus den gemessenen Amplituden der P-Wellen bestimmt. Sie eignet sich für Beben, bei denen sich die registrierende Station über 2000km weit vom Hypozentrum befindet. Wie ML sättigt auch die Raumwelln-magnitude bei einem Wert von etwa 6.

Oberflächenwellen-Magnitude Ms (surface wave magnitude) Ms wird durch die Oberflächenwellen bestimmt, also Wellen, die sich entlang der Erdoberfläche ausbreiten. Sie wird hauptsächlich bei einer Wellenfrequenz von 0,05 Hz bestimmt. Eine Sättigung der Skala tritt nur für sehr große Erdbeben größer 8.

Momenten-Magnitude Mw (moment magnitude) Die Momentenmagnitude Mw (‘w’ steht hier für work – engl. für Arbeit) ist neben der Loakmagnitude eine der am weitesten verbreiteten Magnitudenskala. Mw spiegelt als einziger Magnitudentyp die bei einem Erdbeben direkt freigesetzte Energie physikalisch wieder. Sie berechnet sich aus dem seismischen Moment und gilt über den gesamten Frequenzbereich. Das heißt hier spielt die Entfernung der Station zum Hypozentrum oder die Stärke des Bebens (keine Sättigung der Skala) keine große Rolle. Der Nachteil ist, dass die Bestimmung von Mw aufwendiger ist als es bei anderen Magnituden der Fall ist (bei größeren Beben kann es einige Stunden daueren). Das ist der Grund, weshalb sich Magnitudenangaben in den Medien auch so oft unterscheiden, weil sie von verschiedenen Erdbebendiensten stammen, deren Meßstationen eben unterschiedlich weit weg vom Hypozentrum sind. Weiteres wird vor allem bei größeren Beben erst ein Magnitudentyp z.B. ML bestimmt, und nach einiger Zeit wird dieser dann durch Mw erstetzt.

Wieso gibt es negative Magnituden?

Immer wieder werden wir gefragt, warum es Magnituden kleiner Null geben kann. Der Grund dafür liegt darin, dass Erdbeben-Messgeräte (Seismometer) heute sehr viel empfindlicher sind als im Jahre 1935. Als Charles Richter die Magnituden-Skala entwickelte, bezeichnete er als Magnitude Null jene Erschütterung, die er mit seinen Messgeräten nicht mehr messen konnte. Heute können Messgeräte viel kleinere Erschütterungen messen wodurch sich Magnituden im Minusbereich ergeben. Da es sich bei der Magnitude um ein logarithmisches Maß der Erschütterungsenergie handelt, ist natürlich auch bei negativer Magnitude eine positive Energie vorhanden.

Magnitude und Energie - Wie ist die Relation?

Die bei einem Erdbeben freigesetzte seismische Energie ‘Es’ (in Joule) kann aus der Magnitude über log(Es) = 4,8 + 1,5 * M ausgerechnet werden.
Hierbei bezeichnet log den Zehnerlogarithmus und die Art der Magnitude ist bei dieser Schätzung - grob gesagt - unwesentlich.
Daher setzt eine Erdbeben der Magnitude 6 dreißigmal soviel Energie frei, wie ein Magnitude 5-Beben, und nicht zehnmal soviel, wie oft välschlicherweise behauptet wird.
Das bedeutet aber nicht, daß alle Arten der maximalen Bodenbewegungen im Epizentrum auch das 31-fache betragen! Der Unterschied bei einem Magnitudensprung beträgt an der Oberfläche in der Bodenbeschleunigung nämlich nur Faktor 2, für die Schwinggeschwindigkeit Faktor 4 und für die Verschiebung Faktor 8. Die folgende Tabelle soll das anhand von groben Richtwerten verdeutlichen:

Magnitude	seismische Energie [Joule]	Bruchlänge [km]	Wellenperiode [s]	a [g]	v [m/s]	d [cm]
5	2 * 1012	2	0,5	0,25	0,2	1,6
6	6,3 * 1013	10	1	0,5	0,8	12
7	2 * 1015	50	2	1	3,1	100

a = Bodenbeschleunigung
g = 9,81 m/s²
v = Bodenschwinggeschwindigkeit
d = Bodenverschiebung

Was versteht man unter der Intensität eines Erdbebens?

Die Intensität beschreibt die Stärke eines Erdbebens anhand der Auswirkungen an der Erdoberfläche (Gebäudeschäden) sowie den subjektiven Wahrnehmungen von Personen.
In den meisten Ländern, einschließlich Österreich, wird eine 12-stufige Intensitätsskala verwendet, die auf Mercalli-Sieberg basiert und heute als Europäische Makroseismische Skala (EMS-98) bezeichnet wird.

Im Gegensatz zur Magnitude, ist die Intensität eines Bebens ortsabhängig und wird in der Regel aus Erdbeben-Wahrnehmungsberichten (engl. felt-reports) ermittelt. Die so gewonnenen Intensitäts-Datenpunkte werden schließlich auf einer Landkarte dargestellt und es kann daraus auf das Epizentrum und die Epizentralintensität geschlossen werden. Gebräuchlicherweise werden Intensitäten als römische Ziffern dargestellt von I (nicht verspürt) bis XII (totale Zerstörung) nach der EMS-98 Skala.

So eine Intensitätskarte (engl. shakemap) liefert eine schnelle Abschätzung der Auswirkungen eines Erdbebens an der Oberfläche. Der Gesamtbereich, in dem die Erschütterungen fühlbar sind, wird als Schüttergebiet bezeichnet.

Die Erdbebenintensität wird, wie bereits erwähnt, aus Wahrnehmungsberichten der Bevölkerung, sowie historischen Aufzeichnungen von Erdbebenschäden bestimmt. Bevor es Seismometer gab, sind dies die einzigen Quellen um Informationen über vergangene Erdbeben zu erhalten. Aus der Intensitätsverteilung kann man Rückschlüsse auf die Herdtiefe des Erdbebens und die während des Erdbebens freigesetzte seismische Energie ziehen, und zwar ohne Zuhilfenahme von Instrumenten. Deshalb kommt der sogenannten makroseismischen Erdbebenauswertung besonders bei historischen Erdbeben große Bedeutung zu, sofern die Auswirkungen dieser Erdbeben in den Überlieferungen gut beschrieben sind.

Um auch in der Gegenwart genügend viele, aussagekräftige Erdbeben-Wahrnehmungsberichte zu erhalten, wird im Falle eines in Österreich wahrnehmbaren Erdbebens die Bevölkerung vom Erdbebendienst gebeten, schriftliche Berichte einzusenden. Diese sollten außer dem Zeitpunkt und dem Ort der Wahrnehmung auch noch möglichst viele Angaben zur Intensitätsbestimmung enthalten. Für diesen Zweck hat der Österreichische Erdbebendienst den online Erdbeben-Wahrnehmungsbericht erstellt.

Magnitude vs. Intensität

Die zwei Fachbegriffe Magnitude und Intensität werden leider des Öfteren verwechselt und führen aus diesem Grund zu Verwirrung. Die Magnitude beschreibt die Stärke eines Erdbebens im Hypozentrum, wohingegen die Intensität die Auswirkungen an der Erdoberfläche beschreibt.

Was versteht man unter Erdbebengefährdung?

Unter Erdbebengefährdung wird die Wahrscheinlichkeit des Überschreitens einer durch ein Erdbeben hervorgerufenen Bodenbeschleunigung innerhalb eines vorgegebenen Zeitraums verstanden. Aus der Erdbebengeschichte einer Region erhält man die mittlere Wiederholungszeit und kann somit abschätzen, wie oft ein Erdbeben einer bestimmten Stärke durchschnittlich auftritt. Dieses Wissen kann zur Risikoverminderung genützt werden, indem in gefährdeten Gebieten eine erdbebensichere Bauweise angewendet wird. Weitere Infomationen findet man hier.

Wie häufig gibt es Erdbeben in Österreich?

Österreich zählt zu den „moderat“ erdbebengefährdeten Bereichen Mitteleuropas. Pro Jahr erreignen sich zwischen 50 - 100 Erdbeben, die von der Bevölkerung auch wahrgenommen werden. Die meisten Beben machen sich durch ein deutliches Rütteln bemerkbar, doch etwa alle zwei bis drei Jahre muss in Österreich auch mit leichten Gebäudeschäden durch ein stärkeres Erdbeben gerechnet werden. Messtechnisch können wir im Durchschnitt 1000 – 2000 schwache Erdbeben pro Jahr in Österreich lokalisieren.

Erdbeben in Österreich

Bis zu welcher Stärke muss man mit einem Erdbeben in Österreich rechnen? Gibt es in Österreich Erdbebengefährdungszonen? Informationen hierzu finden sie in einem eigenen Artikel.

Auswertung

Die grafische Darstellung der registrierten Bodenbewegung wird „Seismogramm” genannt. Wie die Daten des seismischen Messnetzes von unseren Mitarbeitern analysiert werden wird in einem eigenen Artikeln beschrieben.

Verhaltensratgeber

Wie schützt man sich während und nach einem Erdbeben bzw. einen Tsunami und vor allem, wie kann man auch vorbeugen? Mehr dazu finden sie in einem Verhaltensratgeber den die geoSphere Austria gemeinsam mit dem Innenministerium herausgegeben hat.