Wie Erdbeben gemessen werden

Das Seismometer

Ein Seismometer misst Bodenbewegung. In seinem Kern steckt eine Masse, die aufgrund ihrer Trägheit stillzustehen versucht, während der Boden und der Instrumentenrahmen sich um sie herum bewegen. Die Relativbewegung zwischen Masse und Rahmen wird aufgezeichnet; die Papier- oder Digitalspur, die dabei entsteht, ist ein Seismogramm.

Frühe Instrumente nutzten einen physischen Stift auf einer rotierenden Trommel. Moderne Breitband-Seismometer nutzen eine elektronische Rückkopplungsschleife, um die Masse festzuhalten, und messen die dafür nötige Kraft. So kann ein einziges Instrument alles aufzeichnen, vom vorbeifahrenden Lastwagen bis zum Schwingen des ganzen Planeten nach einem großen Erdbeben. Tausende davon senden fortlaufend Daten an Datenzentren weltweit.

Seismische Wellen

Ein Erdbeben strahlt mehrere Wellenarten aus, und sie treffen an einer entfernten Station in einer festen Reihenfolge ein, weil sie unterschiedlich schnell laufen:

• P-Wellen (primär) sind Kompressionswellen — das Gestein wird in Laufrichtung der Welle gedrückt und gezogen. Sie sind am schnellsten (etwa 6 km/s in der oberen Kruste) und treffen zuerst ein. Sie durchlaufen Feststoffe und Flüssigkeiten.
• S-Wellen (sekundär) sind Scherwellen — das Gestein bewegt sich seitlich. Sie laufen mit rund 60 % der P-Wellen-Geschwindigkeit und können keine Flüssigkeit durchlaufen. Dass sie den äußeren Erdkern nicht durchqueren, ist der Hauptbeleg dafür, dass der äußere Kern flüssig ist.
• Oberflächenwellen laufen entlang der Erdoberfläche, treffen zuletzt ein und haben meist die größte Amplitude. Sie verursachen bei einem großen Erdbeben den größten Teil der Erschütterungsschäden.

Die Ortung des Erdbebens

Weil P-Wellen den S-Wellen um einen vorhersehbaren Betrag vorauslaufen, verrät der Abstand zwischen P- und S-Ankunft an einer Station, wie weit das Erdbeben entfernt war — ein größerer Abstand bedeutet eine entferntere Quelle. Eine Station liefert eine Entfernung, aber keine Richtung. Mit drei oder mehr Stationen legen die sich schneidenden Entfernungskreise das Epizentrum fest; moderne Software passt die Ankunftszeiten an Dutzenden oder Hunderten Stationen an ein Modell der Wellengeschwindigkeit im Erdinneren an.

Die Tiefe ist aus entfernten Stationen allein schwerer zu bestimmen. Sie wird mit Wellen verfeinert, die direkt über der Quelle an der Oberfläche reflektiert werden (den Phasen pP und sP): Die Verzögerung zwischen der direkten Welle und ihrer Oberflächenreflexion hängt davon ab, wie tief der Bruch lag. Eine nahe Station direkt über dem Erdbeben grenzt die Tiefe am besten ein.

Magnitude und Mechanismus

Die Magnitude wird aus der Amplitude der aufgezeichneten Wellen berechnet, korrigiert um die Entfernung. Für die Momenten-Magnitude invertieren Seismologen die Form des gesamten Wellenzugs, um das seismische Moment und die Orientierung der Verwerfung zu ermitteln — das Ergebnis wird oft als „Beachball“-Diagramm gezeichnet, das zeigt, ob die Verwerfung durch Auf-, Ab- (Dehnungs-) oder Seitenverschiebung verrutschte.

Bei einem großen Erdbeben wird die erste automatische Magnitude, innerhalb von Minuten verfügbar, in den folgenden Stunden und Tagen oft revidiert, wenn mehr Daten eintreffen und Analysten sie prüfen. Das ist normal und der Grund, warum sich frühe Nachrichtenmeldungen zur Magnitude eines großen Bebens manchmal ändern.

Das globale Netz

Kein einzelnes Land überwacht den ganzen Planeten. Seismographennetze in mehr als 150 Ländern teilen Daten in Echtzeit über die International Federation of Digital Seismograph Networks (FDSN). In den USA betreibt das National Earthquake Information Center des USGS in Golden, Colorado, einen Rund-um-die-Uhr-Betrieb und veröffentlicht Ortungen für rund 20.000 Erdbeben pro Jahr weltweit. Das International Seismological Centre im Vereinigten Königreich stellt später den maßgeblichen langfristigen globalen Katalog zusammen.

Die Erdbeben auf dieser Karte stammen aus dem USGS-Katalog, der auf diesen geteilten Daten aufbaut.

Erdbeben vor den Seismometern

Die ersten brauchbaren Seismographen stammen aus den 1890er-Jahren, und eine verlässliche globale Abdeckung besteht erst ab der Mitte des 20. Jahrhunderts. Frühere Erdbeben werden aus anderen Belegen rekonstruiert:

• Historische Berichte — Tagebücher, Zeitungen und amtliche Berichte werden in Intensitätswerte umgesetzt und kartiert, was einen ungefähren Ort und eine ungefähre Größe ergibt.
• Paläoseismologie — Gräben quer über eine Verwerfung legen Schichten frei, die durch frühere Brüche versetzt wurden und mit Radiokohlenstoff datiert werden können.
• Tsunami- und Turbiditablagerungen — Sandschichten, die Tsunamis landeinwärts hinterlassen, und Unterwasser-Rutschungsablagerungen, die durch starke Erschütterung gelöst wurden, zeichnen prähistorische Erdbeben auf.