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EARTH EXPLAINED · UNTERRICHTSMATERIAL

Erdbeben 201

Im Inneren eines Erdbebens

Video 12:16Stufe Klassenstufen 9–12 · Einführung in die Seismologie auf HochschulniveauStandards HS-ESS2-1, HS-ESS2-3, HS-ESS3-1, HS-ESS3-2, HS-PS4-1
Sprache Deutsch

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Wie baut eine Verwerfung Spannung auf und wie bricht sie, wie lesen Wissenschaftler die Wellen eines Erdbebens, wie führt ein Erdbeben zum nächsten, und was enthüllen diese Wellen tief im Inneren des Planeten?

Im Juni 1929 erschütterte ein starkes Erdbeben die Südinsel Neuseelands, und schwache Wellen erreichten Stationen in Russland, in einer Zone, aus der der Erdkern sie nach jeder Theorie jener Zeit hätte fernhalten müssen. 1936 erklärte die dänische Seismologin Inge Lehmann sie: Im Inneren des flüssigen Kerns muss es einen zweiten, inneren Kern geben, in dem sich Wellen schneller ausbreiten. Diese Unterrichtseinheit für Fortgeschrittene verfolgt ein Erdbeben von Anfang bis Ende, in fünf Schritten. Wie eine Verwerfung Spannung aufbaut: Die Platten bewegen sich weiter, während die Verwerfung verhakt bleibt, sodass sich das Gestein daneben verbiegt und Spannung speichert (elastischer Rückprall, Harry Fielding Reid, 1910); GPS, langsame Gleitereignisse und quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben zeigen diesen Erdbebenzyklus bei der Arbeit. Wie sie bricht: Der Bruch beginnt am Hypozentrum und breitet sich typischerweise mit 2 bis 3 km pro Sekunde aus, und die verrutschte Fläche, der Versatz und die Steifigkeit des Gesteins ergeben das seismische Moment, auf dem die Momenten-Magnitude beruht. Wie Wissenschaftler die Wellen lesen: Die Verzögerung zwischen P- und S-Wellen ergibt die Entfernung, der erste Stoß oder Zug an jeder Station zeichnet den „Beachball“, der zeigt, wie sich die Verwerfung bewegt hat, und Radarsatelliten kartieren die Bewegung des Bodens. Wie ein Erdbeben zum nächsten führt: Das Gutenberg-Richter-, das Omori- und das Båth-Gesetz beschreiben, wie viele Erdbeben und Nachbeben zu erwarten sind; Spannungsübertragung ließ große Erdbeben von 1939 bis 1999 entlang der Nordanatolischen Verwerfung nach Westen wandern; das Verpressen von Abwasser löste in Oklahoma Erdbeben aus; und Parkfield in Kalifornien zeigte, warum Prognosen Wahrscheinlichkeiten angeben, niemals ein Datum. Und was die Wellen enthüllen: die Unterseite der Kruste (die Moho), einen flüssigen äußeren Kern und Lehmanns festen inneren Kern.

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Lernziele Nach dieser Stunde können die Schülerinnen und Schüler:

  1. Den Erdbebenzyklus und den elastischen Rückprall beschreiben und erklären, wie GPS-Messungen, Kopplung und langsame Gleitereignisse zeigen, dass eine Verwerfung zwischen zwei Erdbeben Spannung aufbaut.
  2. Erklären, wie quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben vergangene Erdbeben aufzeichnen und wie die Datierung ihrer Schichten zeigt, wie oft eine Verwerfung bricht.
  3. Beschreiben, wie ein Bruch am Hypozentrum beginnt und sich ausbreitet, seine Länge und Dauer mit der Größe des Erdbebens in Beziehung setzen und das seismische Moment (Rigidität × Fläche × Versatz) sowie die Momenten-Magnitude berechnen.
  4. Mithilfe der Zeit zwischen P- und S-Welle die Entfernung zu einem Erdbeben abschätzen und erklären, wie mehrere Stationen es gemeinsam orten.
  5. Abschiebungen, Aufschiebungen und Blattverschiebungen erkennen, erklären, wie die ersten Bodenbewegungen an den Stationen (der „Beachball“) zeigen, wie sich eine Verwerfung bewegt hat, und erklären, warum die erste gemeldete Magnitude eines großen Erdbebens zu niedrig sein kann.
  6. Das Gutenberg-Richter-, das Omori- und das Båth-Gesetz auf die Anzahl von Erdbeben und Nachbeben anwenden und Spannungsübertragung, induzierte Erdbeben sowie den Grund erklären, warum Prognosen Wahrscheinlichkeiten statt Daten angeben.
  7. Erklären, wie seismische Wellen die Schichten der Erde enthüllt haben: die Moho, den S-Wellen-Schatten und den flüssigen äußeren Kern sowie Inge Lehmanns inneren Kern.

Vor dem Ansehen

Wichtige Begriffe ★ Vertiefungsbegriffe für ältere Schülerinnen und Schüler

Erdbebenzyklus
Der sich wiederholende Lebenslauf einer Verwerfung: Sie bleibt verhakt und baut über Jahrzehnte oder Jahrhunderte Spannung auf, während sich die Platten weiterbewegen, bricht in einem Erdbeben innerhalb von Sekunden bis Minuten, verhakt sich dann wieder und beginnt erneut, Spannung aufzubauen.
Elastischer Rückprall
Die Erklärung, die Harry Fielding Reid 1910 anhand von Landvermessungen vor und nach dem Erdbeben von San Francisco von 1906 gab: Gestein neben einer verhakten Verwerfung verbiegt sich langsam, speichert dabei Spannung und schnellt zurück, wenn die Verwerfung verrutscht.
Kopplung
Wie fest eine Verwerfung verhakt ist. Eine vollständig gekoppelte Verwerfung speichert Jahr für Jahr fast die gesamte Bewegung der Platten als Spannung. Das Erdbeben von 2011 vor dem Nordosten Japans zeigte, dass die Platten dort bis hinaus zum Graben verhakt gewesen waren.
Langsames Gleitereignis
Gleiten an einer Verwerfung, zu langsam, um Erschütterungen zu verursachen, die irgendjemand spürt, und das Tage bis Wochen dauert. Unter dem Norden des Bundesstaats Washington und dem Südwesten von British Columbia gleitet ein Teil der tiefen Plattengrenze etwa alle 14 Monate um ungefähr einen Zoll (einige Zentimeter); GPS enthüllte diese Ereignisse um das Jahr 2000.
Paläoseismologie★
Die Untersuchung von Erdbeben aus der Zeit vor schriftlichen Aufzeichnungen, abgelesen in quer über Verwerfungen ausgehobenen Gräben: Bodenschichten, die von früheren Erdbeben zerrissen und versetzt wurden und deren Datierung zeigt, wie oft eine Verwerfung über Tausende von Jahren gebrochen ist (wie bei Pallett Creek an der San-Andreas-Verwerfung).
Hypozentrum und Bruch
Das Hypozentrum ist der Punkt auf einer Verwerfung, an dem ein Erdbeben beginnt, wo die Spannung zuerst die Reibung überwindet. Der Bruch (die Ruptur) ist das Zerreißen, das sich von dort über die Verwerfung ausbreitet, typischerweise mit 2 bis 3 km pro Sekunde; einige wenige Brüche laufen schneller als die S-Wellen, die sie aussenden.
Seismisches Moment
Die Größe eines Erdbebens: die Rigidität (Steifigkeit) des Gesteins mal der verrutschten Fläche der Verwerfung mal dem mittleren Versatz, M₀ = μAD, in Newtonmetern. Die moderne Magnitudenskala beruht darauf.
Momenten-Magnitude (Mw)
Die Standard-Magnitudenskala, berechnet aus dem seismischen Moment (Hanks und Kanamori, 1979). Jede ganze Stufe bedeutet etwa 32-mal mehr freigesetzte Energie, und sie wächst auch bei den größten Erdbeben weiter.
Sättigung der Magnitude★
Wenn eine schnelle Methode zur Bestimmung der Magnitude bei sehr großen Erdbeben nicht mehr weiter wächst und daher zu niedrig ausfällt. Japans erste Tsunami-Warnung 2011 verwendete eine Magnitude von 7,9; die endgültige Magnitude war 9,0.
Abschiebung, Aufschiebung und Blattverschiebung
Die drei Hauptarten, auf die eine Verwerfung bricht. Abschiebung: Die Kruste wird auseinandergezogen, und ein Block sinkt ab. Aufschiebung: Die Kruste wird zusammengedrückt, und ein Block schiebt sich über den anderen. Blattverschiebung: Die beiden Seiten gleiten seitlich aneinander vorbei.
Herdmechanismus (Beachball)
Ein Symbol, das zeigt, wie sich eine Verwerfung bewegt hat, gezeichnet danach, ob die erste Bodenbewegung an jeder Station ein Stoß oder ein Zug war. Es ergibt zwei mögliche Bruchflächen; Nachbeben oder der Bruch an der Oberfläche zeigen, welche davon verrutscht ist.
InSAR★
Interferometrisches Radar mit synthetischer Apertur: der Vergleich von Radarbildern des Bodens, die von einem Satelliten vor und nach einem Erdbeben aufgenommen wurden. Jedes Farbband (Interferenzstreifen) entspricht einigen Zentimetern Bewegung auf den Satelliten zu oder von ihm weg, etwa 2,8 cm beim gängigen C-Band-Radar.
Gutenberg-Richter-Gesetz
Mit jeder Stufe, um die die Magnitude sinkt, gibt es etwa zehnmal so viele Erdbeben. Weltweit ereignen sich in einem durchschnittlichen Jahr etwa 1.500 Erdbeben der Magnitude 5 bis 5,9, aber nur etwa eines der Magnitude 8 oder mehr.
Omori-Gesetz
Nachbeben klingen auf regelmäßige Weise ab, wie Omori 1894 in Japan beschrieb: Ihre Rate sinkt ungefähr wie eins durch die seit dem Hauptbeben vergangene Zeit, sodass sie zehn Tage danach etwa ein Zehntel so oft auftreten wie am ersten Tag.
Båth-Gesetz
Das stärkste Nachbeben ist im Durchschnitt um etwa 1,2 Magnituden schwächer als das Hauptbeben (Båth, 1965).
Spannungsübertragung
Ein Erdbeben setzt Spannung nicht nur frei, sondern verlagert sie auch: Das Gestein direkt hinter den Enden der gebrochenen Verwerfung wird zusätzlich belastet, was das nächste Segment näher an den Bruch drängt.
Induziertes Erdbeben
Ein vom Menschen ausgelöstes Erdbeben, zum Beispiel durch das Verpressen großer Mengen Abwasser tief in den Untergrund, das den Druck in alten Verwerfungen erhöht, bis sie verrutschen.
Moho
Die Grenze zwischen Kruste und Mantel, 1909 von Andrija Mohorovičić entdeckt: unter den Kontinenten etwa 35 km tief und unter den Ozeanen etwa 5 bis 10 km.
Schattenzone
Der Bereich, in dem die direkten Wellen eines Erdbebens nicht ankommen. S-Wellen erscheinen nie mehr als etwa 104° um den Globus von einem Erdbeben entfernt, weil sie den flüssigen äußeren Kern nicht durchqueren können; direkte P-Wellen fehlen von etwa 104° bis 140° und tauchen dann wieder auf.
Innerer Kern
Das feste Eisen-Nickel-Zentrum der Erde, mit einem Radius von etwa 1.220 km und etwa 6.000 °C heiß, etwa so heiß wie die Oberfläche der Sonne. Inge Lehmann erschloss ihn 1936 aus schwachen P-Wellen an Orten, an denen keine hätten sein dürfen; dass er fest ist, wurde später gezeigt.

Kapitelübersicht Eine Zeit wählen, um ab dort abzuspielen

0:00Einleitung

Im Juni 1929 erschütterte ein starkes Erdbeben die Südinsel Neuseelands. In Kopenhagen untersuchte die Seismologin Inge Lehmann die Aufzeichnungen, die es an Stationen in aller Welt hinterlassen hatte: Schwache Wellen hatten Stationen in Russland erreicht, in einer Zone, aus der der Erdkern sie nach jeder Theorie jener Zeit hätte fernhalten müssen. 1936 veröffentlichte sie ihre Antwort: Tief im Inneren des flüssigen Kerns muss es einen zweiten, inneren Kern geben, in dem sich Wellen schneller ausbreiten, und er hatte jene Wellen in die verbotene Zone abgelenkt. Die Vorlesung verfolgt ein Erdbeben von Anfang bis Ende: wie eine Verwerfung Spannung aufbaut und bricht, wie Wissenschaftler die Wellen des Bebens lesen, wie ein Erdbeben zum nächsten führt und was die Wellen tief im Inneren des Planeten enthüllen.

1:00Der Spannungsaufbau

Die Platten driften einige Zentimeter pro Jahr, doch entlang der meisten Verwerfungen bleiben die beiden Seiten verhakt. Das Gestein in der Nähe verbiegt sich wie ein Sprungbrett unter einer wachsenden Last; Harry Fielding Reid wies dies 1910 anhand von Landvermessungen vor und nach dem großen Erdbeben von San Francisco nach und nannte es elastischen Rückprall. Das ist der Erdbebenzyklus: über Jahrzehnte oder Jahrhunderte Spannung aufbauen, in Sekunden oder Minuten brechen, sich wieder verhaken. In Kalifornien verfolgen im Boden verankerte GPS-Empfänger ihre Position auf den Bruchteil eines Zolls (wenige Millimeter) genau, und nahe einer verhakten Verwerfung bleiben die Stationen, die ihr am nächsten sind, zurück: Der Boden verbiegt sich. Die Kopplung gibt an, wie fest eine Verwerfung verhakt ist; vor dem Nordosten Japans zeigte das Erdbeben von 2011, dass die Platten bis hinaus zum Graben verhakt gewesen waren, und stellenweise verschob sich der Meeresboden um etwa 50 m (mehr als 150 Fuß). Unter dem Bundesstaat Washington und British Columbia verschieben langsame Gleitereignisse einen Teil der tiefen Plattengrenze etwa alle 14 Monate im Laufe von ein paar Wochen um ungefähr einen Zoll (einige Zentimeter), ohne dass Erschütterungen zu spüren sind, und jedes davon erhöht die Last auf dem verhakten Teil darüber. Quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben zeigen Schichten, die von früheren Erdbeben zerrissen und versetzt wurden; ihre Datierung zeigt, wie oft eine Verwerfung über Tausende von Jahren gebrochen ist.

3:20Der Bruch

Ein Erdbeben beginnt an einem Punkt, dem Hypozentrum, wo die Spannung zuerst die Reibung überwindet, und der Bruch rast über die Verwerfung nach außen, typischerweise mit 2 bis 3 km pro Sekunde; einige wenige laufen sogar schneller als die S-Wellen, die sie aussenden. Ein mittelstarkes Erdbeben ist in wenigen Sekunden vorbei; beim Sumatra-Erdbeben von 2004 riss der Bruch etwa 8 Minuten lang nach Norden, entlang von mehr als 1.300 km der Verwerfung. Die Größe eines Erdbebens, sein seismisches Moment, ist die Fläche der gebrochenen Verwerfung mal der Strecke, um die sie verrutscht ist, mal der Steifigkeit des Gesteins, und die moderne Magnitudenskala beruht darauf; jede ganze Stufe bedeutet etwa 32-mal mehr freigesetzte Energie. Die meisten Erdbeben beginnen höchstens etwa 70 km unter der Oberfläche, doch wo eine Platte unter eine andere abtaucht, folgen sie der sinkenden Platte bis in etwa 700 km Tiefe. 1994 begann ein Erdbeben der Magnitude 8,2, eines der größten je aufgezeichneten Tiefbeben, etwa 630 km unter Bolivien und war bis nach Kanada zu spüren.

4:44Die Wellen lesen

P-Wellen drücken das Gestein zusammen und dehnen es und sind am schnellsten; S-Wellen schütteln es hin und her und treffen später ein; Oberflächenwellen sind die langsamsten und verursachen einen großen Teil der Schäden. Bei einem nahen Erdbeben bedeutet jede Sekunde zwischen dem Eintreffen der P- und der S-Wellen etwa 8 km Entfernung, und Hunderte von Stationen zusammen bestimmen den Ort innerhalb von Sekunden. Verwerfungen brechen auf drei Hauptarten: Abschiebung (auseinandergezogen), Aufschiebung (zusammengeschoben) und Blattverschiebung (seitlich). Ob die erste Bewegung an jeder Station ein Stoß oder ein Zug ist, ergibt einen „Beachball“, der zeigt, wie sich die Verwerfung bewegt hat: beim Erdbeben der Magnitude 7,8 in der Türkei im Februar 2023 ein Bruch durch Blattverschiebung, dessen Verlauf die Nachbeben entlang der Ostanatolischen Verwerfung nachzeichneten. Die Größe genau zu bestimmen, dauert länger: 2011 verwendete Japans erste Tsunami-Warnung, etwa drei Minuten nach Beginn, eine Magnitude von 7,9, weil die schnelle Methode bei den größten Erdbeben an ihre Grenze stößt; die Schätzung wurde schrittweise auf 9,0 angehoben. Der endgültige Wert, die Momenten-Magnitude, ergibt sich aus der Fläche und dem Versatz der Verwerfung und wächst auch bei den größten Erdbeben weiter. Radarsatelliten vergleichen Bilder von vor und nach einem Erdbeben und zeichnen Farbbänder, jedes für einige Zentimeter Bodenbewegung, die die gebrochene Verwerfung nachzeichnen.

7:07Erdbeben sprechen miteinander

Mit jeder Stufe, um die die Magnitude sinkt, gibt es etwa zehnmal so viele Erdbeben: weltweit mehr als tausend der Magnitude 5 oder mehr in einem typischen Jahr, aber nur etwa eines der Magnitude 8 oder mehr (Gutenberg-Richter). Nachbeben klingen auf regelmäßige Weise ab, wie in den 1890er-Jahren in Japan entdeckt wurde (Omori-Gesetz): Zehn Tage nach dem Hauptbeben treten sie etwa ein Zehntel so oft auf wie am ersten Tag, und hundert Tage danach etwa ein Hundertstel so oft. Das stärkste Nachbeben ist im Durchschnitt um etwa 1,2 Magnituden schwächer als das Hauptbeben (Båth-Gesetz), daher sollten beschädigte Gebäude leer bleiben, bis sie geprüft worden sind. Ein Erdbeben verlagert außerdem Spannung auf das Gestein jenseits der Enden des Bruchs. Entlang der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei wanderten große Erdbeben ab 1939 von Osten nach Westen; eine Studie über die zehn größten ergab, dass neun von den vorangegangenen näher an den Bruch gedrängt worden waren, und im August 1999 erreichte die Wanderung Izmit, nahe Istanbul. Auch Menschen können Verwerfungen aus ihrer Verhakung lösen: In Oklahoma ließ tief in den Untergrund gepumptes Abwasser die Zahl der Erdbeben der Magnitude 3 oder mehr von etwa zwei pro Jahr auf mehr als 900 im Jahr 2015 steigen, und das größte, eines der Magnitude 5,8 nahe Pawnee im Jahr 2016, war in mehreren Bundesstaaten zu spüren. Prognosen geben Wahrscheinlichkeiten an, niemals ein Datum: Parkfield in Kalifornien hatte zwischen 1857 und 1966 sechs mittelstarke Erdbeben, ungefähr eines alle 22 Jahre, doch das für die Zeit vor 1993 vorhergesagte kam erst 2004. Moderne Prognosen verbinden den Zyklus, das Archiv in den Gräben und die Spannungsübertragung zu Wahrscheinlichkeiten für jede Verwerfung über Jahrzehnte; der U.S. Geological Survey gibt außerdem Einjahresprognosen für vom Menschen verursachte Erdbeben heraus.

10:04Ein Blick ins Innere der Erde

Wellen werden in der Regel schneller, je tiefer sie gelangen, deshalb krümmen sich ihre Bahnen sanft zurück zur Oberfläche, wie das Flimmern einer Luftspiegelung über einer heißen Straße. 1909 bemerkte Andrija Mohorovičić, dass die Wellen eines nahen Erdbebens in zwei Gruppen eintrafen, manche auf einem schnelleren, tieferen Weg, und fand die Unterseite der Kruste, die Moho: unter den Kontinenten etwa 35 km tief. Mehr als ein Viertel des Weges um den Globus von einem Erdbeben entfernt verschwinden die S-Wellen und kehren nie zurück, während die P-Wellen auf der fernen Seite wieder auftauchen: S-Wellen können sich nicht durch Flüssigkeiten ausbreiten, also ist der äußere Kern geschmolzen. Lehmanns schwache Wellen hatten den flüssigen Kern durchquert und waren von etwas Schnellerem in seinem Inneren abgelenkt worden: von einem inneren Kern mit einem Radius von etwa 1.220 km, der sich später als festes Eisen und Nickel erwies, etwa so heiß wie die Oberfläche der Sonne. Niemand hat tiefer als etwa 12 km gebohrt; das meiste, was wir über alles darunter wissen, stammt aus der Zeitmessung von Erdbebenwellen, und moderne Netze kartieren das tiefe Erdinnere in drei Dimensionen anhand von Millionen von Aufzeichnungen.

11:32Drei Dinge

Eine Verwerfung baut über Jahrzehnte Spannung auf, bricht in Minuten und verhakt sich wieder: der Erdbebenzyklus. Die Wellen verraten, wo eine Verwerfung gebrochen ist, wie sie sich bewegt hat und wie groß der Bruch war, und jedes Erdbeben gibt Spannung an das nächste weiter. Und dieselben Wellen haben das Innere des Planeten kartiert, bis hinunter zu seinem festen Kern. Jedes Erdbeben ist eine Botschaft aus dem Inneren des Planeten.

Häufige Fehlvorstellungen Für die Lehrkraft

FehlvorstellungEin Erdbeben geschieht auf einen Schlag, am Epizentrum.

Was die Belege zeigenEin Erdbeben beginnt an einem Punkt der Verwerfung, dem Hypozentrum, und der Bruch breitet sich von dort aus, typischerweise mit 2 bis 3 km pro Sekunde. Kleine Erdbeben sind in Sekunden vorbei, doch der Bruch von Sumatra 2004 setzte sich etwa 8 Minuten lang fort, entlang von mehr als 1.300 km der Verwerfung. Das Epizentrum markiert nur die Stelle an der Oberfläche über dem Ausgangspunkt; die Erschütterungen kommen vom gesamten Bruch.

FehlvorstellungViele kleine Erdbeben lassen Druck ab und verhindern ein großes.

Was die Belege zeigenJede Stufe nach oben auf der Magnitudenskala bedeutet etwa 32-mal mehr Energie, aber nur etwa ein Zehntel so viele Erdbeben. Weltweit setzen die rund 1.500 Erdbeben der Magnitude 5 bis 5,9 eines durchschnittlichen Jahres zusammen nur etwa ein Viertel der Energie eines einzigen Bebens der Magnitude 8 frei. Kleine Erdbeben kommen gegen den Spannungsaufbau nicht an, und jedes Erdbeben verlagert Spannung auf das Gestein dahinter, was benachbarte Teile einer Verwerfung näher an den Bruch drängen kann.

FehlvorstellungSobald das Hauptbeben vorbei ist, ist die Gefahr innerhalb weniger Tage vorüber.

Was die Belege zeigenNachbeben klingen langsam ab (Omori-Gesetz): Zehn Tage nach dem Hauptbeben treten sie noch etwa ein Zehntel so oft auf wie am ersten Tag, und hundert Tage danach etwa ein Hundertstel so oft. Das stärkste Nachbeben ist im Durchschnitt nur um etwa 1,2 Magnituden schwächer als das Hauptbeben (Båth-Gesetz), daher ist nach einem Beben der Magnitude 7 ein Nachbeben um Magnitude 6 keine Überraschung. Beschädigte Gebäude sollten leer bleiben, bis sie geprüft worden sind.

FehlvorstellungDie zuerst gemeldete Magnitude ist die wahre; wenn sie sich ändert, haben sich die Wissenschaftler geirrt.

Was die Belege zeigenSchnelle Methoden liefern innerhalb von Minuten einen ersten Wert, damit Warnungen hinausgehen können, doch bei den größten Erdbeben stoßen sie an ihre Grenze (sie sättigen). 2011 verwendete Japans erste Tsunami-Warnung eine Magnitude von 7,9; die Schätzung wurde schrittweise auf 9,0 angehoben (der USGS gibt 9,1 an). Die endgültige Momenten-Magnitude ergibt sich aus der gesamten Aufzeichnung, daher sind mehrere Werte in der ersten Stunde erwartete Korrekturen, keine Fehler.

FehlvorstellungEine Verwerfung, die regelmäßig bricht, lässt sich aufs Jahr genau vorhersagen, und eine, die lange nicht gebrochen ist, ist „überfällig“.

Was die Belege zeigenParkfield in Kalifornien hatte mittelstarke Erdbeben in den Jahren 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 und 1966, ungefähr alle 22 Jahre. 1985 sagten Wissenschaftler das nächste für die Zeit vor 1993 voraus; es kam 2004, elf Jahre nachdem sich das Fenster geschlossen hatte. Verwerfungen sind regelmäßig genug für eine Prognose, aber nicht regelmäßig genug, um einen Fahrplan einzuhalten, daher geben Prognosen Wahrscheinlichkeiten über Jahre und Jahrzehnte an, niemals ein Datum.

FehlvorstellungWissenschaftler wissen, was im Inneren der Erde ist, weil sie hinuntergebohrt haben, um es zu sehen.

Was die Belege zeigenDas tiefste jemals gebohrte Loch reicht nur etwa 12 km hinab, etwa ein Drittel des Weges durch die kontinentale Kruste, die etwa 35 km dick ist. Das meiste, was wir über das tiefe Erdinnere wissen, stammt aus der Zeitmessung von Erdbebenwellen: Mohorovičić fand 1909 die Unterseite der Kruste, der S-Wellen-Schatten zeigt, dass der äußere Kern flüssig ist, und Inge Lehmann erschloss 1936 den inneren Kern, der sich später als fest erwies.

Diskussionsfragen

  1. GPS zeigt, dass sich der Boden neben einer verhakten Verwerfung um einige Millimeter pro Jahr verbiegt. Was können diese Messungen Wissenschaftlern über das nächste Erdbeben an dieser Verwerfung verraten, und was nicht?
  2. Ein Beachball ergibt zwei mögliche Bruchflächen. Beim Erdbeben von 2023 in der Türkei zeigten die Nachbeben, welche davon gebrochen ist. Welche anderen Belege könntest du nutzen, und warum ist es wichtig, welche Fläche verrutscht ist?
  3. Entlang der Nordanatolischen Verwerfung wurden neun der zehn größten Erdbeben seit 1939 von den vorangegangenen näher an den Bruch gedrängt. Wenn du Istanbul auf das nächste vorbereiten würdest, wie würdest du diese Erkenntnis nutzen, und was würdest du der Öffentlichkeit sagen?
  4. In Oklahoma löste die Entsorgung von Abwasser aus der Öl- und Gasförderung Hunderte von Erdbeben pro Jahr aus. Wer sollte entscheiden, wie viel Erdbebenrisiko eine Industrie verursachen darf, und welche Daten würdest du haben wollen, bevor du entscheidest?
  5. Das Parkfield-Erdbeben kam elf Jahre nachdem sich sein Prognosefenster geschlossen hatte. War das Experiment ein Fehlschlag? Was gewannen die Wissenschaftler dadurch, dass sie die Gegend mit Instrumenten bestückten, bevor es sich ereignete?
  6. Inge Lehmann erschloss einen ganzen inneren Kern aus ein paar schwachen Wellen, die dort ankamen, wo keine hätten sein dürfen. Was macht die Erklärung eines Ortes, den niemand jemals besuchen kann, überzeugend? Welche späteren Belege haben ihre Erklärung gestärkt?

Quiz Antwort wählen; sie wird sofort geprüft

1.GPS-Stationen stehen auf beiden Seiten einer verhakten Verwerfung. Was zeigen die Stationen, die der Verwerfung am nächsten sind, zwischen den Erdbeben?

2.Der Bruch von Sumatra 2004 lief in etwa 8 Minuten mehr als 1.300 km weit. Ungefähr wie schnell breitete er sich aus?

3.Aus welchen drei Größen wird das seismische Moment, die Grundlage der modernen Magnitudenskala, berechnet?

4.Eine Station zeichnet die S-Welle eines nahen Erdbebens 10 Sekunden nach der P-Welle auf. Ungefähr wie weit ist das Erdbeben entfernt?

5.Woraus wird ein „Beachball“ (Herdmechanismus) gezeichnet?

6.Japans erste Tsunami-Warnung 2011 beruhte auf einer Magnitude von 7,9; die endgültige Magnitude war 9,0. Warum war der erste Wert zu niedrig?

7.Wie oft treten Nachbeben nach dem Omori-Gesetz zehn Tage nach einem großen Erdbeben ungefähr auf, verglichen mit dem ersten Tag?

8.Ein Erdbeben der Magnitude 7,0 ereignet sich. Wie stark wird das stärkste Nachbeben nach dem Båth-Gesetz im Durchschnitt wahrscheinlich sein?

9.Was zeigt, dass der äußere Kern der Erde flüssig ist?

10.Was schloss Inge Lehmann 1936 aus schwachen Wellen, die nach dem Erdbeben in Neuseeland von 1929 in Russland aufgezeichnet wurden?

Schriftliche Antwort

1. Beschreibe den Erdbebenzyklus an einer verhakten Verwerfung. Erkläre dann, wie drei Arten von Belegen (GPS, langsame Gleitereignisse und quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben) es Wissenschaftlern ermöglichen, ihn zu beobachten, und warum langsame Gleitereignisse unter dem Bundesstaat Washington und British Columbia für den verhakten Teil der Verwerfung darüber wichtig sind.

Was eine gute Antwort enthält

An einer verhakten Verwerfung bewegen sich die Platten weiter, doch die beiden Seiten bleiben verhakt, sodass sich das Gestein neben der Verwerfung über Jahrzehnte oder Jahrhunderte verbiegt und Spannung speichert. Wenn die Spannung die Reibung überwindet, bricht die Verwerfung in Sekunden bis Minuten, und das verbogene Gestein schnellt zurück (elastischer Rückprall, Reid, 1910); dann verhakt sich die Verwerfung und beginnt erneut, Spannung aufzubauen. Im Boden verankerte GPS-Empfänger verfolgen ihre Position auf wenige Millimeter genau: Nahe einer verhakten Verwerfung bleiben die ihr am nächsten gelegenen Stationen hinter der Bewegung der Platten zurück, was zeigt, dass sich der Boden verbiegt. Langsame Gleitereignisse, die GPS um das Jahr 2000 enthüllte, sind Gleitbewegungen von etwa einem Zoll (einigen Zentimetern) im Laufe von ein paar Wochen, zu langsam, um gespürt zu werden; unter dem Bundesstaat Washington und British Columbia ereignen sie sich an der tiefen Plattengrenze etwa alle 14 Monate. Quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben zeigen Bodenschichten, die von früheren Erdbeben zerrissen und versetzt wurden, und die Datierung der Schichten zeigt, wie oft die Verwerfung über Tausende von Jahren gebrochen ist. Langsames Gleiten ist wichtig, weil jedes Ereignis die Last auf dem verhakten Teil der Verwerfung darüber erhöht und ihn ein wenig näher an sein nächstes Erdbeben bringt.

2. Ein großes Erdbeben wird an Stationen in aller Welt aufgezeichnet. Erkläre, wie Seismologen herausfinden, (a) wo es ist, (b) wie sich die Verwerfung bewegt hat und (c) wie groß es war. Nutze das Erdbeben von 2023 in der Türkei und das Erdbeben von 2011 vor Japan, und erkläre, warum die erste Magnitude für ein großes Erdbeben zu niedrig sein kann.

Was eine gute Antwort enthält

(a) P-Wellen sind am schnellsten und treffen zuerst ein; S-Wellen treffen später ein. Bei einem nahen Erdbeben bedeutet jede Sekunde zwischen ihnen etwa 8 km, und die Entfernungen von vielen Stationen schneiden sich an einem Ort, der innerhalb von Sekunden gefunden wird. (b) An manchen Stationen ist die erste Bodenbewegung ein Stoß, an anderen ein Zug; rund um die Quelle kartiert, ergeben sie einen Beachball, der die Art der Verwerfung und zwei mögliche Bruchflächen zeigt. Beim Erdbeben der Magnitude 7,8 in der Türkei im Februar 2023 zeigte er einen Bruch durch Blattverschiebung, und die Nachbeben entlang der Ostanatolischen Verwerfung zeigten, welche Fläche verrutscht war. (c) Die endgültige Größe ist die Momenten-Magnitude, berechnet aus dem seismischen Moment: der verrutschten Fläche mal dem Versatz mal der Rigidität des Gesteins. Schnelle Methoden liefern innerhalb von Minuten einen ersten Wert, doch bei den allergrößten Erdbeben sättigen sie: Japans erste Tsunami-Warnung 2011, etwa drei Minuten nach Beginn, verwendete eine Magnitude von 7,9, die schrittweise auf 9,0 angehoben wurde. Große Brüche reißen außerdem minutenlang weiter (bei Sumatra 2004 etwa 8), daher wird die gesamte Aufzeichnung benötigt, bevor der endgültige Wert bekannt ist.

3. Erkläre die Spannungsübertragung am Beispiel der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei. Erkläre dann anhand des Parkfield-Experiments in Kalifornien, warum Erdbebenprognosen Wahrscheinlichkeiten statt Daten angeben.

Was eine gute Antwort enthält

Wenn ein Segment einer Verwerfung bricht, wird seine Spannung nicht nur freigesetzt, sondern verlagert: Das Gestein direkt hinter den Enden des Bruchs wird zusätzlich belastet, was das nächste Segment näher an den Bruch drängt. Entlang der Nordanatolischen Verwerfung wanderte ab 1939 eine Reihe großer Erdbeben im Laufe von sechzig Jahren von Osten nach Westen; eine Studie über die zehn größten (Magnitude 6,7 oder mehr) ergab, dass neun von den vorangegangenen näher an den Bruch gebracht worden waren. Im August 1999 erreichte die Wanderung Izmit (Magnitude 7,6), nahe Istanbul, und Berechnungen der übertragenen Spannung erhöhten die Wahrscheinlichkeit eines starken Erdbebens nahe der Stadt. In Parkfield an der San-Andreas-Verwerfung ereigneten sich mittelstarke Erdbeben in den Jahren 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 und 1966, ungefähr alle 22 Jahre. 1985 sagten Wissenschaftler das nächste für die Zeit vor 1993 voraus und bestückten die Gegend mit Instrumenten, doch es kam 2004, elf Jahre nachdem sich das Fenster geschlossen hatte. Verwerfungen sind regelmäßig genug für eine Prognose, aber nicht, um einen Fahrplan einzuhalten, daher verbinden moderne Prognosen, wie UCERF3, die Prognose Kaliforniens für jede einzelne Verwerfung, den Erdbebenzyklus, das Archiv in den Gräben und die Spannungsübertragung zu Wahrscheinlichkeiten über Jahrzehnte, niemals zu einem Datum.

Vertiefung Universität und gymnasiale Oberstufe

Ein Erdbeben anhand der S-minus-P-Zeit orten

In der Kruste laufen P-Wellen mit ungefähr VP = 6 km/s und S-Wellen mit ungefähr VS = 3,5 km/s. Beide verlassen das Hypozentrum im selben Augenblick, daher wächst die Verzögerung zwischen ihrem Eintreffen an einer Station mit der Entfernung d: tS − tP = d/VS − d/VP. Löst man nach der Entfernung auf, ergibt sich d = (tS − tP) × VP·VS ÷ (VP − VS).

AufgabeZeige, dass bei diesen Geschwindigkeiten jede Sekunde S-minus-P-Zeit etwa 8 km bedeutet. Drei Stationen zeichnen für dasselbe nahe Erdbeben S-minus-P-Zeiten von 5,0 s, 8,0 s und 12,0 s auf: Wie weit ist es von jeder entfernt? Warum brauchst du mindestens drei Stationen, um das Epizentrum auf einer Karte festzulegen, und warum funktioniert diese einfache Regel nur bei nahen Erdbeben?

Ausführliche Lösung

VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km pro Sekunde Verzögerung, also etwa 8 km. Die Entfernungen betragen 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km und 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (etwa 40, 64 und 96 km mit der 8-km-Regel). Eine einzige Entfernung sagt nur, dass das Erdbeben irgendwo auf einem Kreis um diese Station liegt; zwei Kreise schneiden sich meist in zwei Punkten; der dritte Kreis wählt einen davon aus. (Streng genommen sind die Kreise Kugeln, und mit mehr Stationen wird auch die Tiefe bestimmt.) Bei fernen Erdbeben tauchen die Wellen tief in den Mantel ein, wo beide schneller laufen, und ihre Bahnen krümmen sich, daher verwenden Seismologen Laufzeittabellen, die für die ganze Erde berechnet wurden, statt eines einzigen Paars von Krustengeschwindigkeiten.

Seismisches Moment, Versatz und Momenten-Magnitude

Das seismische Moment ist M₀ = μ·A·D: die Rigidität des Gesteins μ (etwa 3 × 1010 Pa für Krustengestein) mal der verrutschten Fläche A mal dem mittleren Versatz D. Die Momenten-Magnitude ist Mw = (2/3)(log₁₀M₀ − 9.1), mit M₀ in Newtonmetern; umgestellt gilt M₀ = 101.5 Mw + 9.1. Die ursprüngliche Form von Hanks und Kanamori, Mw = (2/3)log₁₀M₀ − 10.7 mit M₀ in Dyn-Zentimetern, liefert Werte, die höchstens etwa 0,03 von dieser abweichen.

Aufgabe(a) Eine Modellverwerfung von 50 km Länge und 20 km Breite verrutscht im Mittel um 1,3 m. Berechne M₀ und Mw. (b) Ein Modell-Subduktionsbruch von 500 km Länge und 200 km Breite verrutscht im Mittel um 10 m (verwende dasselbe μ). Berechne Mw und wie viel Mal größer sein Moment ist als in (a). (c) Wenn sich jeder Bruch mit 2,5 km/s von einem Ende her ausbreitet, wie lange braucht jeder ungefähr, um durchzubrechen? Vergleiche mit dem Bruch von Sumatra 2004: mehr als 1.300 km in etwa 8 Minuten.

Ausführliche Lösung

(a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², also M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1,3 ≈ 3,9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19,59, und Mw = (2/3)(19,59 − 9,1) ≈ 7,0. Ein Erdbeben der Magnitude 7 bricht eine etwa 50 km lange Verwerfung, wie in der Vorlesung. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², also M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22,48, und Mw = (2/3)(22,48 − 9,1) ≈ 8,9. Sein Moment ist 3 × 1022 ÷ 3,9 × 1019 ≈ 770-mal größer, was zum Unterschied von etwa 1,93 in der Magnitude passt: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, mehr als 3 Minuten. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, die gleiche Regel passt also, und die größten Erdbeben lassen den Boden minutenlang beben, weil ihre Brüche Minuten brauchen, bis sie abgeschlossen sind.

Wie viele Erdbeben jeder Größe: Gutenberg-Richter und Båth

Das Gutenberg-Richter-Gesetz lautet log₁₀N = a − b·M, wobei N die Anzahl der Erdbeben der Magnitude M oder mehr in einer Region und einem Zeitraum ist und b meist nahe bei 1 liegt: etwa zehnmal so viele mit jeder Stufe nach unten. Jede Stufe nach oben setzt etwa 101.5 ≈ 32-mal mehr Energie frei. Das Båth-Gesetz besagt, dass das stärkste Nachbeben im Durchschnitt um etwa 1,2 Magnituden schwächer ist als das Hauptbeben; die Nachbeben selbst folgen ebenfalls dem Gutenberg-Richter-Gesetz.

Aufgabe(a) Weltweit ereignen sich in einem durchschnittlichen Jahr etwa 1.500 Erdbeben der Magnitude 5 bis 5,9 und etwa eines der Magnitude 8 oder mehr. Wie viele der Magnitude 6 bis 6,9 und wie viele von 7 bis 7,9 würdest du mit b = 1 pro Jahr erwarten? (b) Betrachte jedes der 1.500 als ein Beben der Magnitude 5,0. Wie verhält sich ihre Gesamtenergie zu einem einzigen Beben der Magnitude 8? Können kleine Erdbeben die Spannung abbauen, die große erzeugt? (c) Was ist nach einem Hauptbeben der Magnitude 7,0 das zu erwartende stärkste Nachbeben, und ungefähr wie viele Nachbeben der Magnitude 4,8 oder mehr und 3,8 oder mehr sollten mit b = 1 folgen?

Ausführliche Lösung

(a) Jede Stufe nach oben hat etwa ein Zehntel so viele: etwa 150 der Magnitude 6 bis 6,9 und etwa 15 von 7 bis 7,9 pro Jahr, und dann etwa 1,5 der Magnitude 8 oder mehr, was zu „etwa eines“ passt. (Der USGS-Katalog für 2000 bis 2019 ergibt im Mittel etwa 140 und 14 pro Jahr.) (b) Drei Stufen sind 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000-mal die Energie, daher setzen 1.500 Beben der Magnitude 5,0 nur etwa 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 eines Bebens der Magnitude 8 frei. Berücksichtigt man ihre tatsächliche Verteilung von 5,0 bis 5,9, steigt das auf etwa ein Viertel, immer noch weit weniger als ein einziges großes Erdbeben: Die Energie wird von den größten Erdbeben bestimmt, daher können kleine die Spannung nicht abbauen. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Wenn etwa ein Nachbeben 5,8 erreicht, dann erreichen mit b = 1 etwa 10 die Magnitude 4,8 oder mehr und etwa 100 die Magnitude 3,8 oder mehr. Das sind Mittelwerte; echte Abfolgen schwanken stark.

Wie Nachbeben abklingen: das Omori-Gesetz

Omori (1894) fand, dass die Rate der Nachbeben ungefähr wie eins durch die seit dem Hauptbeben vergangene Zeit abnimmt. Die modifizierte Form, die Seismologen verwenden, ist n(t) = K ÷ (c + t)ᵖ, wobei n die Anzahl der Nachbeben pro Tag ist, t die Zeit seit dem Hauptbeben in Tagen, c eine kurze Zeit (meist deutlich unter einem Tag) und p nahe bei 1 liegt. Mit p = 1 und c viel kleiner als t gilt n(t) ≈ K ÷ t, und die Gesamtzahl der Nachbeben zwischen den Tagen t₁ und t₂ ist K·ln(t₂ ÷ t₁).

AufgabeEinen Tag nach einem großen Erdbeben treten Nachbeben oberhalb einer gewählten Magnitude mit einer Rate von 200 pro Tag auf (also K = 200). (a) Schätze die Rate an Tag 10 und an Tag 100. (b) Wie viele Nachbeben treten zwischen Tag 1 und Tag 10, zwischen Tag 10 und Tag 100 und zwischen Tag 100 und Tag 1.000 auf? (c) Was bedeutet die Antwort auf (b) für eine Stadt, die entscheiden muss, wann Menschen in beschädigte Gebäude zurückkehren dürfen?

Ausführliche Lösung

(a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 pro Tag, ein Zehntel der Rate des ersten Tages; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 pro Tag, ein Hundertstel, wie in der Vorlesung. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 in jedem Abschnitt: etwa 460 von Tag 1 bis Tag 10, etwa 460 von Tag 10 bis Tag 100 und etwa 460 von Tag 100 bis Tag 1.000 (fast drei Jahre). Jeder zehnmal längere Zeitraum bringt etwa so viele Nachbeben wie der vorherige, nur dünner verteilt. (c) Die Abfolge klingt schnell ab, dauert aber lange, und nach dem Båth-Gesetz könnte auch eines der späteren Nachbeben noch stark sein. Beschädigte Gebäude sollten leer bleiben, bis sie inspiziert worden sind, und Nachbebenprognosen werden über Wochen bis Monate aktualisiert, nicht über Tage. (In echten Abfolgen liegt p oft etwas über 1, sodass spätere Abschnitte etwas ruhiger sind, und schließlich fällt die Rate auf das normale Hintergrundniveau der Region zurück.)

Schattenzonen und die Größe des Kerns

Entfernungen um den Globus werden als Winkel im Erdmittelpunkt zwischen dem Erdbeben und der Station gemessen. S-Wellen kommen nie weiter als etwa 104° von einem Erdbeben entfernt an, weil sie den flüssigen äußeren Kern nicht durchqueren können. Direkte P-Wellen fehlen von etwa 104° bis etwa 140°: Sie werden langsamer, wenn sie in den flüssigen äußeren Kern eintreten, und werden abgelenkt, dann tauchen sie weiter entfernt wieder auf. Der Erdradius beträgt etwa 6.371 km.

Aufgabe(a) Rechne 104° in eine Entfernung entlang der Oberfläche um. (b) Nimm, zu stark vereinfacht, an, dass Wellen geradlinig laufen. Die letzte S-Welle, die dem Kern entkommt, streift ihn gerade; ihr gerader Weg vom Erdbeben zu einer 104° entfernten Station ist eine Sehne, deren dem Mittelpunkt nächster Punkt bei R·cos(52°) liegt. Schätze den Radius des Kerns ab. (c) Der gemessene Radius des Kerns beträgt etwa 3.480 km. Echte Wege krümmen sich zur Oberfläche zurück, weil Wellen mit der Tiefe schneller werden. Macht das die Schätzung mit geraden Linien zu groß oder zu klein? (d) Lehmanns schwache P-Wellen erreichten Stationen in Russland bei etwa 111° und 135°, innerhalb des P-Wellen-Schattens. Warum deuteten sie auf etwas im Inneren des Kerns hin?

Ausführliche Lösung

(a) Der Umfang beträgt 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, also sind 104° gleich 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, mehr als ein Viertel des Weges um die Erde (90°, etwa 10.000 km), wie in der Vorlesung. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Zu groß. Weil Wellen mit der Tiefe schneller werden, hängt ein echter Weg zwischen zwei Punkten tiefer durch als die gerade Sehne zwischen ihnen, daher ist die Welle, die den Kern streift und 104° entfernt auftaucht, tiefer gelangt als die 3.920 km der Sehne: Der Kern ist kleiner, mit einem Radius von etwa 3.480 km, und seine Oberseite liegt etwa 2.890 km tief. (d) In einem Kern, der durch und durch flüssig wäre, würden P-Wellen so abgelenkt, dass zwischen etwa 104° und 140° keine auftauchen. Wellen, die dort doch ankamen, müssen von einem Bereich im Inneren des Kerns zurückgelenkt worden sein, in dem sie schneller laufen: Lehmanns innerer Kern, mit einem Radius von etwa 1.220 km.

Bezug zu Bildungsstandards

Next Generation Science Standards (NGSS, USA)

HS-ESS2-1

Ein Modell entwickeln, um zu veranschaulichen, wie innere und oberflächliche Prozesse der Erde auf unterschiedlichen räumlichen und zeitlichen Skalen wirken und dabei Merkmale der Kontinente und des Meeresbodens formen.

In dieser Folge: Der Erdbebenzyklus: eine Plattenbewegung von einigen Zentimetern pro Jahr, über Jahrzehnte bis Jahrhunderte gespeichert und in Sekunden bis Minuten freigesetzt; langsames Gleiten; Abschiebungen, Aufschiebungen und Blattverschiebungen; Erdbeben entlang einer sinkenden Platte bis in etwa 700 km Tiefe.

HS-ESS2-3

Ein auf Belegen über das Erdinnere beruhendes Modell entwickeln, um den Stoffkreislauf durch thermische Konvektion zu beschreiben.

In dieser Folge: Seismische Belege für die Schichten der Erde: die Moho, der S-Wellen-Schatten und der flüssige äußere Kern, Lehmanns fester innerer Kern sowie dreidimensionale Karten des Mantels aus Millionen von Wellenaufzeichnungen.

HS-ESS3-1

Eine auf Belegen beruhende Erklärung dafür konstruieren, wie die Verfügbarkeit natürlicher Ressourcen, das Auftreten von Naturgefahren und Veränderungen des Klimas menschliche Aktivitäten beeinflusst haben.

In dieser Folge: Die Nachbebengesetze und der Rat, beschädigte Gebäude leer zu lassen; Spannungsübertragung und die erhöhte Wahrscheinlichkeit für Istanbul; Prognosen als Wahrscheinlichkeiten (Parkfield, Kaliforniens Prognose für jede einzelne Verwerfung).

HS-ESS3-2

Konkurrierende Lösungsentwürfe für die Erschließung, Bewirtschaftung und Nutzung von Energie- und Rohstoffressourcen anhand von Kosten-Nutzen-Verhältnissen bewerten.

In dieser Folge: Ergänzend: durch die Entsorgung von Abwasser aus der Öl- und Gasförderung in Oklahoma induzierte Erdbeben und die Einjahresprognosen, die der USGS dafür herauszugeben begann.

HS-PS4-1

Mathematische Darstellungen nutzen, um eine Aussage über die Beziehungen zwischen Frequenz, Wellenlänge und Geschwindigkeit von Wellen, die sich in verschiedenen Medien ausbreiten, zu stützen.

In dieser Folge: P-, S- und Oberflächenwellen und ihre Geschwindigkeiten; die Entfernung aus der S-minus-P-Zeit; Wellen, die mit der Tiefe schneller werden und sich krümmen, wodurch die Moho, die Schattenzonen und der innere Kern entdeckt wurden.

Advanced Placement (AP, USA)

AP Environmental Science, Unit 4

Earth Systems and Resources (Erdsysteme und Ressourcen): Plattentektonik, Verwerfungen und Erdbeben sowie der Aufbau der Erde.

In dieser Folge: Plattengrenzen und Verwerfungstypen, der Erdbebenzyklus und die durch seismische Wellen entdeckten Schichten der Erde.

AP Environmental Science, Unit 6

Energy Resources and Consumption (Energieressourcen und Energieverbrauch): fossile Brennstoffe und die Umweltfolgen ihrer Gewinnung.

In dieser Folge: Ergänzend: durch die Entsorgung von Abwasser aus der Öl- und Gasförderung in Oklahoma induzierte Erdbeben.

Universitätskurse

Introductory seismology

Der Erdbebenzyklus und der elastische Rückprall; Bruch, seismisches Moment und Momenten-Magnitude; die Ortung von Erdbeben; Verwerfungstypen und Herdmechanismen; Erdbebenstatistik (Gutenberg-Richter, Omori, Båth); Spannungsübertragung; der Aufbau der Erde aus seismischen Wellen.

In dieser Folge: Die Unterrichtseinheit deckt die Hauptthemen eines ersten Seismologiekurses ab, mit ausgearbeiteten Aufgaben zur Ortung, zur Momenten-Magnitude, zur Anzahl von Erdbeben, zum Abklingen von Nachbeben und zu den Schattenzonen.

Natural hazards

Paläoseismologie und Wiederkehr; Nachbebengefährdung; induzierte Seismizität; langfristige Erdbebenprognosen und Einjahresprognosen.

In dieser Folge: Gräben, das Omori- und das Båth-Gesetz, Oklahoma, Parkfield und Kaliforniens Prognose für jede einzelne Verwerfung.

Transkript Der Sprechertext auf Deutsch, wie in den Untertiteln

0:00Einleitung

Im Juni 1929 erschütterte ein starkes Erdbeben die Südinsel Neuseelands. In Kopenhagen untersuchte eine Seismologin namens Inge Lehmann die Aufzeichnungen, die es an Stationen in aller Welt hinterlassen hatte. Schwache Wellen hatten Stationen in Russland erreicht, in einer Zone, aus der der Erdkern sie nach jeder Theorie jener Zeit hätte fernhalten müssen.

Sie beschäftigte sich jahrelang mit diesem Rätsel. 1936 veröffentlichte sie ihre Antwort. Tief im Inneren des flüssigen Kerns muss es einen zweiten, inneren Kern geben, in dem sich Wellen schneller ausbreiten. Dieser innere Kern hatte jene Wellen in die verbotene Zone abgelenkt. Niemand ist jemals dort gewesen. Ein Erdbeben hat ihn ihr gezeigt, und am Ende dieser Vorlesung werden Sie sehen, wie.

In dieser Vorlesung verfolgen wir ein Erdbeben von Anfang bis Ende. Wir sehen, wie eine Verwerfung Spannung aufbaut und bricht, und wie Wissenschaftler die Wellen des Bebens lesen. Dann sehen wir, wie ein Erdbeben zum nächsten führt und was die Wellen tief im Inneren des Planeten enthüllen.

1:00Der Spannungsaufbau

Die äußere Hülle der Erde ist in Platten zerbrochen, die einige Zentimeter pro Jahr driften. Wo zwei aufeinandertreffen, ist die Grenze zwischen ihnen eine Verwerfung, und meistens sind die beiden Seiten miteinander verhakt, auch wenn sich die Platten weiterbewegen.

1:13Das Gestein nahe einer verhakten Verwerfung verbiegt sich langsam, wie ein Sprungbrett unter einer wachsenden Last. 1910 wies ein Geologe namens Harry Fielding Reid dies anhand von Landvermessungen nach, die vor und nach dem großen Erdbeben von San Francisco von 1906 gemacht worden waren. Er nannte es elastischen Rückprall: jahrzehntelanges langsames Verbiegen, dann ein plötzliches Zurückschnellen.

1:34Das ist der Erdbebenzyklus. Die Verwerfung baut über Jahrzehnte oder Jahrhunderte Spannung auf, bricht in Sekunden oder Minuten, verhakt sich dann wieder und beginnt erneut, Spannung aufzubauen. Jedes große Erdbeben ist ein Durchlauf dieses Zyklus.

1:48Wissenschaftler können den Spannungsaufbau beobachten. Im Boden verankerte GPS-Empfänger verfolgen ihre eigene Position auf den Bruchteil eines Zolls genau, auf wenige Millimeter. Weit entfernt von einer verhakten Verwerfung bewegen sich die Stationen mit ihren Platten mit, doch die Stationen in ihrer Nähe bleiben zurück. Der Boden verbiegt sich.

2:06Wie fest eine Verwerfung verhakt ist, nennt man ihre Kopplung. Eine vollständig gekoppelte Verwerfung speichert Jahr für Jahr fast die gesamte Bewegung der Platten. Vor dem Nordosten Japans zeigte das große Erdbeben vom März 2011, dass die Platten dort bis hinaus zum Graben verhakt gewesen waren, wo die Pazifische Platte unter Japan abtaucht. Als diese Grenze nachgab, verschob sich der Meeresboden, stellenweise um etwa 50 Meter, mehr als 150 Fuß.

2:33Nicht jede Verwerfung bleibt völlig still, während sich in ihr Spannung aufbaut. Unter dem Bundesstaat Washington und British Columbia gleitet der tiefe Teil der Plattengrenze etwa alle 14 Monate im Laufe von ein paar Wochen um ungefähr einen Zoll weiter, einige Zentimeter. Niemand spürt es. GPS deckte diese langsamen Gleitereignisse um das Jahr 2000 auf. Wissenschaftler beobachten sie genau, denn jedes davon erhöht die Last auf dem verhakten Teil der Verwerfung darüber.

3:00Der Zyklus hinterlässt im Boden ein Archiv. Geologen heben Gräben quer über Verwerfungen aus und lesen die Bodenschichten wie Seiten in einem Buch. Wo eine Schicht zerrissen und versetzt ist, hat ein Erdbeben sie gebrochen. Die Datierung dieser Schichten zeigt, wie oft eine Verwerfung über Tausende von Jahren hinweg gebrochen ist.

3:20Der Bruch

Ein Erdbeben bricht nicht die ganze Verwerfung auf einmal. Es beginnt an einem Punkt, dem Hypozentrum, wo die Spannung zuerst die Reibung überwindet. Von dort rast der Bruch, die sogenannte Ruptur, über die Verwerfung nach außen, typischerweise mit 2 bis 3 Kilometern pro Sekunde. Einige wenige Brüche überholen sogar manche der Wellen, die sie aussenden.

3:39Je größer das Erdbeben, desto länger setzt sich der Bruch fort. Ein mittelstarkes Beben ist in wenigen Sekunden vorbei. Beim großen Sumatra-Erdbeben von 2004 riss der Bruch etwa acht Minuten lang immer weiter nach Norden, entlang von mehr als 1.300 Kilometern der Verwerfung.

3:56Wie viel von der Verwerfung bricht und wie weit sie verrutscht, bestimmt die Größe eines Erdbebens. Wissenschaftler multiplizieren drei Größen: die Fläche der Verwerfung, die gebrochen ist, wie weit ihre beiden Seiten verrutscht sind und wie steif das Gestein ist. Das Ergebnis, das seismische Moment, ist die Grundlage der modernen Magnitudenskala. Jede ganze Stufe auf der Skala bedeutet etwa 32-mal mehr freigesetzte Energie.

4:18Die meisten Erdbeben beginnen höchstens etwa 70 Kilometer unter der Oberfläche. Doch wo eine Platte unter eine andere abtaucht, folgen die Erdbeben der sinkenden Platte in die Tiefe, bis in etwa 700 Kilometer Tiefe. 1994 ereignete sich eines der größten je aufgezeichneten Tiefbeben etwa 630 Kilometer unter Bolivien. Es war bis nach Kanada zu spüren.

4:44Die Wellen lesen

Der Bruch sendet Wellen aus. P-Wellen drücken das Gestein zusammen und dehnen es, wie ein Stoß entlang einer Feder, und sie sind am schnellsten. S-Wellen schütteln es hin und her und treffen später ein. Wo sie die Oberfläche erreichen, rollen Oberflächenwellen über den Boden nach außen. Sie sind die langsamsten und verursachen einen großen Teil der Schäden.

5:03Der zeitliche Abstand zwischen den P- und den S-Wellen verrät einer Station, wie weit das Erdbeben entfernt ist. Bei einem nahen Beben bedeutet jede Sekunde dieses Abstands etwa 8 Kilometer. Drei Stationen genügen, um den Ort genau zu bestimmen, und Netze aus Hunderten von Stationen schaffen das innerhalb von Sekunden.

5:19Verwerfungen brechen auf drei Hauptarten. Bei einer Abschiebung wird die Kruste gedehnt, und ein Block sinkt ab. Bei einer Aufschiebung wird sie zusammengedrückt, und ein Block schiebt sich über den anderen. Bei einer Blattverschiebung gleiten die beiden Seiten seitlich aneinander vorbei.

5:34Die Wellen selbst verraten, auf welche Weise eine Verwerfung gebrochen ist. An manchen Stationen ist die erste Bodenbewegung ein Stoß, an anderen ein Zug. Rund um den Globus kartiert, ergeben diese Stöße und Züge ein Muster, das Seismologen einen Beachball nennen. Im Februar 2023 traf ein Erdbeben der Magnitude 7,8 die Türkei. Sein Beachball zeigte einen Bruch durch Blattverschiebung, und seine Nachbeben zeichneten diesen Bruch entlang der Ostanatolischen Verwerfung nach.

6:02Die Größe genau zu bestimmen, dauert länger. 2011 beruhte Japans erste Tsunami-Warnung, etwa drei Minuten nach Beginn der Erschütterungen, auf einer Magnitude von 7,9. Die schnelle Methode stößt bei den allergrößten Erdbeben an ihre Grenze, und die Schätzung wurde schrittweise auf 9 angehoben. Die schnellen Werte dienen den Warnungen; der endgültige Wert ergibt sich aus der gesamten Aufzeichnung.

6:27Dieser endgültige Wert ist die Momenten-Magnitude, berechnet aus der Fläche und dem Versatz der Verwerfung. Anders als ältere Skalen wächst sie auch bei den größten Erdbeben weiter. Deshalb kann ein großes Erdbeben in seiner ersten Stunde mehrere Magnituden aufweisen, während schnelle Schätzungen der Momenten-Magnitude weichen.

6:45Radarsatelliten können ein ganzes Erdbeben auf einmal kartieren. Durch den Vergleich von Bildern von vorher und nachher zeichnen sie Farbbänder dort, wo sich der Boden bewegt hat, jedes Band etwa 3 Zentimeter, etwa ein Zoll, Bewegung auf den Satelliten zu. Das Muster zeichnet die Verwerfung nach, die gebrochen ist, selbst dort, wo niemand sie erreichen kann.

7:07Erdbeben sprechen miteinander

Erdbeben folgen ihren eigenen Regeln. Mit jeder Stufe, um die die Magnitude sinkt, gibt es etwa zehnmal so viele. Weltweit gibt es in einem typischen Jahr mehr als 1.000 Erdbeben der Magnitude 5 oder mehr, aber nur etwa eines der Magnitude 8 oder mehr.

7:22Auf ein großes Erdbeben folgen Nachbeben, und sie klingen auf regelmäßige Weise ab, nach einem Muster, das der Seismologe Fusakichi Omori in den 1890er-Jahren in Japan fand. Zehn Tage nach dem Hauptbeben treten sie etwa ein Zehntel so oft auf wie am ersten Tag. Hundert Tage danach etwa ein Hundertstel so oft.

7:40Das stärkste Nachbeben hat im Durchschnitt eine um etwa 1,2 kleinere Magnitude als das Hauptbeben. Nach einem Beben der Magnitude 7 ist ein starkes Nachbeben um Magnitude 6 also keine Überraschung, und beschädigte Gebäude sollten leer bleiben, bis sie geprüft worden sind.

7:59Ein Erdbeben setzt Spannung nicht nur frei. Es verlagert sie. Wo die gebrochene Verwerfung endet, steigt die Spannung im Gestein direkt dahinter, und das nächste Segment wird näher an den Bruch gedrängt.

8:11Die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei zeigt das deutlich. Ab 1939 wanderte eine Reihe großer Erdbeben im Laufe von 60 Jahren an ihr entlang von Osten nach Westen. Eine Studie über die zehn größten ergab, dass neun von den vorangegangenen näher an den Bruch gedrängt worden waren. Im August 1999 erreichte die Wanderung Izmit, nahe Istanbul, und erhöhte die Wahrscheinlichkeit eines starken Erdbebens unter Istanbul.

8:38Auch Menschen können Verwerfungen aus ihrer Verhakung lösen. In Oklahoma pumpten Öl- und Gasbetriebe riesige Mengen salzigen Abwassers tief in den Untergrund und erhöhten so den Druck in alten Verwerfungen, bis diese verrutschten. Die Zahl der Erdbeben der Magnitude 3 oder mehr schnellte von etwa zwei pro Jahr auf mehr als 900 im Jahr 2015 hoch. Das größte in Oklahoma, eines der Magnitude 5,8 nahe Pawnee im Jahr 2016, war in mehreren Bundesstaaten zu spüren.

9:07All das fließt in die Prognose ein, die Wahrscheinlichkeiten angibt, niemals ein Datum. Der kleine Ort Parkfield in Kalifornien liegt auf der San-Andreas-Verwerfung. Zwischen 1857 und 1966 ereigneten sich dort sechs mittelstarke Erdbeben, ungefähr eines alle 22 Jahre.

9:241985 sagten Wissenschaftler das nächste für die Zeit vor 1993 voraus und bestückten die Gegend mit Instrumenten, um es zu erfassen. Es kam 2004, 11 Jahre nachdem sich das Prognosefenster geschlossen hatte. Verwerfungen sind regelmäßig genug für eine Prognose, aber nicht regelmäßig genug, um einen Fahrplan einzuhalten.

9:43Deshalb verbinden moderne Prognosen den Zyklus, das Archiv in den Gräben und GPS-Messungen des Spannungsaufbaus zu Wahrscheinlichkeiten für jede Verwerfung über die kommenden Jahrzehnte. Nach dem sprunghaften Anstieg in Oklahoma begann der U.S. Geological Survey, auch Einjahresprognosen für vom Menschen verursachte Erdbeben herauszugeben.

10:04Ein Blick ins Innere der Erde

Dieselben Wellen, die den Boden erschüttern, laufen durch den ganzen Planeten. Tieferes Gestein steht unter enormem Druck, und Wellen werden in der Regel schneller, je tiefer sie gelangen. Deshalb krümmen sich ihre Bahnen sanft zurück zur Oberfläche, wie das Flimmern einer Luftspiegelung über einer heißen Straße.

10:191909 bemerkte ein kroatischer Wissenschaftler namens Andrija Mohorovičić, dass die Wellen eines nahen Erdbebens in zwei Gruppen eintrafen. Manche hatten einen schnelleren Weg durch tieferes Gestein genommen. Er hatte die Unterseite der Kruste gefunden, eine Grenze, die bis heute nach ihm benannt ist: die Moho.

10:38Weit tiefer enthüllen die Wellen den Kern. Mehr als ein Viertel des Weges um den Globus von einem Erdbeben entfernt verschwinden die S-Wellen, und sie kehren nie zurück. Auch die P-Wellen klingen ab und tauchen dann auf der fernen Seite wieder auf. S-Wellen können sich nicht durch Flüssigkeiten ausbreiten. Der äußere Kern ist geschmolzen.

10:55Und das bringt uns zurück zu Inge Lehmann. Die schwachen Wellen in Russland hatten den flüssigen Kern durchquert und waren von etwas Schnellerem in seinem Inneren abgelenkt worden. Es war ein innerer Kern mit einem Radius von etwa 1.200 Kilometern. Spätere Arbeiten zeigten, dass er aus festem Eisen und Nickel besteht und etwa so heiß ist wie die Oberfläche der Sonne. Moderne Netze kartieren das tiefe Erdinnere in drei Dimensionen, anhand von Millionen solcher Aufzeichnungen.

11:19Niemand hat tiefer als etwa 12 Kilometer gebohrt. Das meiste, was wir über alles darunter wissen, stammt aus der Zeitmessung von Erdbebenwellen an Stationen in aller Welt.

11:32Drei Dinge

Merken Sie sich also drei Dinge. Erstens: Eine Verwerfung baut über Jahrzehnte Spannung auf, bricht in Minuten und verhakt sich wieder: der Erdbebenzyklus. Zweitens: Die Wellen verraten, wo eine Verwerfung gebrochen ist, wie sie sich bewegt hat und wie groß der Bruch war, und jedes Erdbeben gibt Spannung an das nächste weiter. Und drittens: Dieselben Wellen haben das Innere des Planeten kartiert, bis hinunter zu seinem festen Kern.

11:54Jedes Erdbeben ist eine Botschaft aus dem Inneren des Planeten. Inge Lehmann las eine aus dem Jahr 1929 und fand eine Welt, die niemand je besuchen wird. Danke fürs Zuschauen bei Earth Explained. Abonnieren Sie den Kanal für die nächste Vorlesung, und verfolgen Sie den Planeten live, rund um die Uhr, auf EarthWatch 24-7.

Quellen

  1. Lehmann, I. (1936). P′. Publications du Bureau Central Séismologique International, Série A, Travaux Scientifiques, 14, 87–115. As described in: American Physical Society (2023). September 1936: Seismologist Inge Lehmann Concludes That Earth Has an Inner Core. APS News. www.aps.org/apsnews/2023/08/seismologist-lehmann-earth-inner-coreVerwendet für: Das Erdbeben in Neuseeland von 1929, die Stationen in Russland und Lehmanns innerer Kern von 1936
  2. European Geosciences Union, Seismology Division blog. In Lehmann's Terms: the Story of the Singular Seismic-Wave Spotter. blogs.egu.eu/divisions/sm/?p=10703Verwendet für: Lehmanns Aufzeichnungen und ihre Deutung der Wellen als von einem schnelleren inneren Kern abgelenkt
  3. Dziewonski, A. M., & Gilbert, F. (1971). Solidity of the inner core of the Earth inferred from normal mode observations. Nature, 234, 465–466. doi.org/10.1038/234465a0Verwendet für: Dass der innere Kern fest ist
  4. Anzellini, S., Dewaele, A., Mezouar, M., Loubeyre, P., & Morard, G. (2013). Melting of iron at Earth's inner core boundary based on fast X-ray diffraction. Science, 340, 464–466. doi.org/10.1126/science.1233514Verwendet für: Die Temperatur des inneren Kerns, etwa 6.000 °C
  5. Lawson, A. C., et al. (1908–1910). The California Earthquake of April 18, 1906: Report of the State Earthquake Investigation Commission. Carnegie Institution of Washington. Vol. 2: H. F. Reid, The Mechanics of the Earthquake (1910). archive.org/details/californiaearthq872caliVerwendet für: Elastischer Rückprall, aus Vermessungen vor und nach dem Erdbeben
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  7. Dragert, H., Wang, K., & James, T. S. (2001). A silent slip event on the deeper Cascadia subduction interface. Science, 292, 1525–1528. doi.org/10.1126/science.1060152Verwendet für: Mit GPS entdecktes langsames Gleiten
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Bilder in der Folge: USGS, NOAA und NASA (gemeinfrei), mit Karten von NASA/USGS Landsat über NASA GIBS; Animationen von EarthWatch 24-7. Vollständige Bildnachweise: earthwatch247.com/credits.html.

Diese Lektion zitieren

EarthWatch 24-7. (2026). Erdbeben 201: Im Inneren eines Erdbebens [Videolektion]. Earth Explained: Erdbeben 201. https://earthwatch247.com/learn/earthquakes-201/de/

Lösungen

  1. C. Die Stationen weit entfernt von der Verwerfung driften mit ihren Platten, doch die einer verhakten Verwerfung am nächsten gelegenen bleiben zurück: Das Gestein verbiegt sich und speichert Spannung, die Phase des Spannungsaufbaus im Erdbebenzyklus.
  2. A. 1.300 km ÷ (8 × 60 s) = 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km pro Sekunde, innerhalb der typischen Bruchgeschwindigkeit von 2 bis 3 km pro Sekunde. Je länger die Verwerfung, die bricht, desto länger dauern die Erschütterungen.
  3. D. M₀ = Rigidität × Fläche × Versatz (Hanks und Kanamori, 1979). Der Ausschlag auf einem einzelnen Seismogramm war die Grundlage älterer Skalen, die bei den größten Erdbeben nicht mehr weiter wachsen.
  4. B. Bei einem nahen Erdbeben bedeutet jede Sekunde zwischen dem Eintreffen der P- und der S-Welle etwa 8 km: 10 × 8 ≈ 80 km. Die Entfernungen von drei oder mehr Stationen schneiden sich am Epizentrum.
  5. A. Stöße und Züge, rund um die Quelle kartiert, zeigen, wie sich die Verwerfung bewegt hat. Beim Erdbeben der Magnitude 7,8 in der Türkei im Jahr 2023 zeigte der Beachball einen Bruch durch Blattverschiebung.
  6. C. Schnelle Methoden dienen den Warnungen, stoßen aber bei den größten Erdbeben an ihre Grenze. Die Momenten-Magnitude, aus der Fläche und dem Versatz der Verwerfung, tut das nicht, daher wurde die Schätzung schrittweise auf 9,0 angehoben (der USGS gibt 9,1 an).
  7. B. Die Rate sinkt ungefähr wie eins durch die seit dem Hauptbeben vergangene Zeit: nach zehn Tagen etwa ein Zehntel, nach hundert Tagen etwa ein Hundertstel.
  8. D. Das stärkste Nachbeben ist im Durchschnitt um etwa 1,2 Magnituden schwächer als das Hauptbeben: 7,0 − 1,2 = 5,8. Deshalb sollten beschädigte Gebäude leer bleiben, bis sie geprüft worden sind.
  9. C. S-Wellen können sich nicht durch Flüssigkeiten ausbreiten, daher wirft der äußere Kern einen S-Wellen-Schatten; P-Wellen können es und tauchen auf der fernen Seite wieder auf. Kein Bohrloch reicht tiefer als etwa 12 km.
  10. A. Ein schnellerer innerer Kern hatte die Wellen in die Zone abgelenkt, aus der der Kern sie hätte fernhalten müssen. Dass der innere Kern, mit einem Radius von etwa 1.220 km, fest ist, wurde später gezeigt.

Schriftliche Antwort

  1. An einer verhakten Verwerfung bewegen sich die Platten weiter, doch die beiden Seiten bleiben verhakt, sodass sich das Gestein neben der Verwerfung über Jahrzehnte oder Jahrhunderte verbiegt und Spannung speichert. Wenn die Spannung die Reibung überwindet, bricht die Verwerfung in Sekunden bis Minuten, und das verbogene Gestein schnellt zurück (elastischer Rückprall, Reid, 1910); dann verhakt sich die Verwerfung und beginnt erneut, Spannung aufzubauen. Im Boden verankerte GPS-Empfänger verfolgen ihre Position auf wenige Millimeter genau: Nahe einer verhakten Verwerfung bleiben die ihr am nächsten gelegenen Stationen hinter der Bewegung der Platten zurück, was zeigt, dass sich der Boden verbiegt. Langsame Gleitereignisse, die GPS um das Jahr 2000 enthüllte, sind Gleitbewegungen von etwa einem Zoll (einigen Zentimetern) im Laufe von ein paar Wochen, zu langsam, um gespürt zu werden; unter dem Bundesstaat Washington und British Columbia ereignen sie sich an der tiefen Plattengrenze etwa alle 14 Monate. Quer über Verwerfungen ausgehobene Gräben zeigen Bodenschichten, die von früheren Erdbeben zerrissen und versetzt wurden, und die Datierung der Schichten zeigt, wie oft die Verwerfung über Tausende von Jahren gebrochen ist. Langsames Gleiten ist wichtig, weil jedes Ereignis die Last auf dem verhakten Teil der Verwerfung darüber erhöht und ihn ein wenig näher an sein nächstes Erdbeben bringt.
  2. (a) P-Wellen sind am schnellsten und treffen zuerst ein; S-Wellen treffen später ein. Bei einem nahen Erdbeben bedeutet jede Sekunde zwischen ihnen etwa 8 km, und die Entfernungen von vielen Stationen schneiden sich an einem Ort, der innerhalb von Sekunden gefunden wird. (b) An manchen Stationen ist die erste Bodenbewegung ein Stoß, an anderen ein Zug; rund um die Quelle kartiert, ergeben sie einen Beachball, der die Art der Verwerfung und zwei mögliche Bruchflächen zeigt. Beim Erdbeben der Magnitude 7,8 in der Türkei im Februar 2023 zeigte er einen Bruch durch Blattverschiebung, und die Nachbeben entlang der Ostanatolischen Verwerfung zeigten, welche Fläche verrutscht war. (c) Die endgültige Größe ist die Momenten-Magnitude, berechnet aus dem seismischen Moment: der verrutschten Fläche mal dem Versatz mal der Rigidität des Gesteins. Schnelle Methoden liefern innerhalb von Minuten einen ersten Wert, doch bei den allergrößten Erdbeben sättigen sie: Japans erste Tsunami-Warnung 2011, etwa drei Minuten nach Beginn, verwendete eine Magnitude von 7,9, die schrittweise auf 9,0 angehoben wurde. Große Brüche reißen außerdem minutenlang weiter (bei Sumatra 2004 etwa 8), daher wird die gesamte Aufzeichnung benötigt, bevor der endgültige Wert bekannt ist.
  3. Wenn ein Segment einer Verwerfung bricht, wird seine Spannung nicht nur freigesetzt, sondern verlagert: Das Gestein direkt hinter den Enden des Bruchs wird zusätzlich belastet, was das nächste Segment näher an den Bruch drängt. Entlang der Nordanatolischen Verwerfung wanderte ab 1939 eine Reihe großer Erdbeben im Laufe von sechzig Jahren von Osten nach Westen; eine Studie über die zehn größten (Magnitude 6,7 oder mehr) ergab, dass neun von den vorangegangenen näher an den Bruch gebracht worden waren. Im August 1999 erreichte die Wanderung Izmit (Magnitude 7,6), nahe Istanbul, und Berechnungen der übertragenen Spannung erhöhten die Wahrscheinlichkeit eines starken Erdbebens nahe der Stadt. In Parkfield an der San-Andreas-Verwerfung ereigneten sich mittelstarke Erdbeben in den Jahren 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 und 1966, ungefähr alle 22 Jahre. 1985 sagten Wissenschaftler das nächste für die Zeit vor 1993 voraus und bestückten die Gegend mit Instrumenten, doch es kam 2004, elf Jahre nachdem sich das Fenster geschlossen hatte. Verwerfungen sind regelmäßig genug für eine Prognose, aber nicht, um einen Fahrplan einzuhalten, daher verbinden moderne Prognosen, wie UCERF3, die Prognose Kaliforniens für jede einzelne Verwerfung, den Erdbebenzyklus, das Archiv in den Gräben und die Spannungsübertragung zu Wahrscheinlichkeiten über Jahrzehnte, niemals zu einem Datum.

Vertiefung

  1. Ein Erdbeben anhand der S-minus-P-Zeit orten: VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km pro Sekunde Verzögerung, also etwa 8 km. Die Entfernungen betragen 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km und 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (etwa 40, 64 und 96 km mit der 8-km-Regel). Eine einzige Entfernung sagt nur, dass das Erdbeben irgendwo auf einem Kreis um diese Station liegt; zwei Kreise schneiden sich meist in zwei Punkten; der dritte Kreis wählt einen davon aus. (Streng genommen sind die Kreise Kugeln, und mit mehr Stationen wird auch die Tiefe bestimmt.) Bei fernen Erdbeben tauchen die Wellen tief in den Mantel ein, wo beide schneller laufen, und ihre Bahnen krümmen sich, daher verwenden Seismologen Laufzeittabellen, die für die ganze Erde berechnet wurden, statt eines einzigen Paars von Krustengeschwindigkeiten.
  2. Seismisches Moment, Versatz und Momenten-Magnitude: (a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², also M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1,3 ≈ 3,9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19,59, und Mw = (2/3)(19,59 − 9,1) ≈ 7,0. Ein Erdbeben der Magnitude 7 bricht eine etwa 50 km lange Verwerfung, wie in der Vorlesung. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², also M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22,48, und Mw = (2/3)(22,48 − 9,1) ≈ 8,9. Sein Moment ist 3 × 1022 ÷ 3,9 × 1019 ≈ 770-mal größer, was zum Unterschied von etwa 1,93 in der Magnitude passt: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, mehr als 3 Minuten. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, die gleiche Regel passt also, und die größten Erdbeben lassen den Boden minutenlang beben, weil ihre Brüche Minuten brauchen, bis sie abgeschlossen sind.
  3. Wie viele Erdbeben jeder Größe: Gutenberg-Richter und Båth: (a) Jede Stufe nach oben hat etwa ein Zehntel so viele: etwa 150 der Magnitude 6 bis 6,9 und etwa 15 von 7 bis 7,9 pro Jahr, und dann etwa 1,5 der Magnitude 8 oder mehr, was zu „etwa eines“ passt. (Der USGS-Katalog für 2000 bis 2019 ergibt im Mittel etwa 140 und 14 pro Jahr.) (b) Drei Stufen sind 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000-mal die Energie, daher setzen 1.500 Beben der Magnitude 5,0 nur etwa 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 eines Bebens der Magnitude 8 frei. Berücksichtigt man ihre tatsächliche Verteilung von 5,0 bis 5,9, steigt das auf etwa ein Viertel, immer noch weit weniger als ein einziges großes Erdbeben: Die Energie wird von den größten Erdbeben bestimmt, daher können kleine die Spannung nicht abbauen. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Wenn etwa ein Nachbeben 5,8 erreicht, dann erreichen mit b = 1 etwa 10 die Magnitude 4,8 oder mehr und etwa 100 die Magnitude 3,8 oder mehr. Das sind Mittelwerte; echte Abfolgen schwanken stark.
  4. Wie Nachbeben abklingen: das Omori-Gesetz: (a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 pro Tag, ein Zehntel der Rate des ersten Tages; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 pro Tag, ein Hundertstel, wie in der Vorlesung. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 in jedem Abschnitt: etwa 460 von Tag 1 bis Tag 10, etwa 460 von Tag 10 bis Tag 100 und etwa 460 von Tag 100 bis Tag 1.000 (fast drei Jahre). Jeder zehnmal längere Zeitraum bringt etwa so viele Nachbeben wie der vorherige, nur dünner verteilt. (c) Die Abfolge klingt schnell ab, dauert aber lange, und nach dem Båth-Gesetz könnte auch eines der späteren Nachbeben noch stark sein. Beschädigte Gebäude sollten leer bleiben, bis sie inspiziert worden sind, und Nachbebenprognosen werden über Wochen bis Monate aktualisiert, nicht über Tage. (In echten Abfolgen liegt p oft etwas über 1, sodass spätere Abschnitte etwas ruhiger sind, und schließlich fällt die Rate auf das normale Hintergrundniveau der Region zurück.)
  5. Schattenzonen und die Größe des Kerns: (a) Der Umfang beträgt 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, also sind 104° gleich 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, mehr als ein Viertel des Weges um die Erde (90°, etwa 10.000 km), wie in der Vorlesung. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Zu groß. Weil Wellen mit der Tiefe schneller werden, hängt ein echter Weg zwischen zwei Punkten tiefer durch als die gerade Sehne zwischen ihnen, daher ist die Welle, die den Kern streift und 104° entfernt auftaucht, tiefer gelangt als die 3.920 km der Sehne: Der Kern ist kleiner, mit einem Radius von etwa 3.480 km, und seine Oberseite liegt etwa 2.890 km tief. (d) In einem Kern, der durch und durch flüssig wäre, würden P-Wellen so abgelenkt, dass zwischen etwa 104° und 140° keine auftauchen. Wellen, die dort doch ankamen, müssen von einem Bereich im Inneren des Kerns zurückgelenkt worden sein, in dem sie schneller laufen: Lehmanns innerer Kern, mit einem Radius von etwa 1.220 km.