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Einleitung

Erdbeben, natürliche Erschütterungen in der Erdkruste und dem oberen Erdmantel.

Die häufigsten (90 Prozent aller Beben) und stärksten Beben sind die tektonischen Beben. Sie entstehen, wenn sich in tektonisch aktiven Zonen langsam Spannungen aufbauen und plötzlich entladen. Ihre Wirkung kann sehr weit reichen und katastrophale Wirkungen haben. Vulkanische Beben sind mit vulkanischen Aktivitäten verbunden, sie machen etwa sieben Prozent aller Beben aus und haben keine große Reichweite. Einsturzbeben werden durch einstürzende Höhlen ausgelöst; sie sind sehr selten und schwach. Nach der Entfernung des Bebens werden Ortsbeben, Nahbeben und Fernbeben unterschieden. Eine weitere Unterteilung orientiert sich an der Tiefe des Erdbebenherdes: Flachbeben haben ihren Herd in einer Tiefe bis 70 Kilometer, mitteltiefe Beben bis 300 Kilometer und Tiefbeben bis 700 Kilometer. Die Herde besitzen eine gewisse räumliche Ausdehnung. Das gedachte Zentrum eines Bebens wird Hypozentrum genannt. Der senkrecht darüber liegende Punkt der Erdoberfläche heißt Epizentrum. Liegt das Hypozentrum unter dem Meeresboden, handelt es sich um ein Seebeben.

Erdbeben pflanzen sich als Erdbebenwellen fort. Am schnellsten laufen die P-Wellen (von lateinisch undae primae: die ersten Wellen), sie erreichen den Beobachter als Erste. Es handelt sich dabei um Kompressions- oder Longitudinalwellen, d. h., sie versetzen das Gestein in eine Schwingung parallel zur Ausbreitungsrichtung der Wellen. Mit halber Geschwindigkeit folgen die S-Wellen (von lateinisch undae secundae: die zweiten Wellen), das sind Scher- oder Transversalwellen; sie versetzen das Gestein in eine Schwingung senkrecht zur Fortpflanzungsrichtung der Wellen. Erdbebenstationen messen den zeitlichen Abstand, mit dem P- und S-Wellen eintreffen, und errechnen daraus die Entfernung des Herdes. Während P- und S-Wellen durch das Erdinnere laufen, pflanzen sich die L-Wellen (von lateinisch undae longae: lange Wellen) entlang der Erdoberfläche aus. Sie erreichen den Beobachter zuletzt.

Die Plattentektonik lokalisiert die Herde tektonischer Beben an aktiven Plattenrändern. Der englische Geologe John F. Dewey hat folgende Klassifikation für Erdbebenzonen vorgeschlagen: Typ eins fällt mit den Spreizungszonen der Mittelozeanischen Rücken zusammen. Hier entstehen Flachbeben. In dieser Zone ist außerdem ein basaltischer Vulkanismus aktiv. Typ zwei erstreckt sich entlang horizontaler Verschiebungslinien, zu denen z. B. die San-Andreas-Störung gehört. Hier treten ebenfalls Flachbeben auf, aber es gibt keinen Vulkanismus. Typ drei ist an Subduktionszonen gebunden, also an Tiefseegräben und Inselbögen. Da die Subduktionen in große Tiefe reichen, sind hier Flachbeben, mitteltiefe und Tiefbeben möglich. Diese Beben konzentrieren sich vor allem im zirkumpazifischen Gürtel, d. h. an den Rändern der Pazifischen Platte, der Nazcaplatte, der Philippinenplatte und der Fidschiplatte. Typ vier setzt Dewey mit den Kettengebirgen gleich, die sich von Birma bis zum Mittelmeer erstrecken. Hier entstehen vor allem Flachbeben, mitteltiefe Beben nur im Hindukusch und in Rumänien, Tiefbeben nur selten, z. B. nördlich von Sizilien. Die großen Erdbeben mit katastrophalen Folgen gehen größtenteils von Typ zwei und drei aus. Innerhalb der Platten sind Beben selten und schwächer. Vulkanische Beben sind zwar ebenfalls eher schwach, doch ein wichtiges Alarmsignal für bevorstehende Vulkanausbrüche. Auf der Insel Hawaii können die Seismographen am Tag vor einem Ausbruch bis zu 1 000 kleine Beben registrieren.