Erdbeben

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Erdbeben

Als Erdbeben werden messbare Ersch√ľtterungen des Erdk√∂rpers bezeichnet. Im Meerboden ausgel√∂ste Beben werden Seebeben oder unterseeische Erdbeben genannt. Der deutlich gr√∂√üte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist jedoch zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Auch andere Bewegungen der Erdoberfl√§che, wie etwa durch Tidenhub oder durch Eigenschwingungen der Erde (Erdspektroskopie) sind nicht f√ľhlbar, da sie zu langsam erfolgen oder zu schwach sind. Die Erdoberfl√§chen der Kontinente heben und senken sich infolge der Gezeitenkr√§fte zweimal t√§glich um 20‚Äď30 Zentimeter, was nicht als Erdbeben bezeichnet wird.

Erdbeben bestehen in der Regel nicht aus einer einzelnen Ersch√ľtterung, sondern ziehen meist weitere nach sich. Man spricht in diesem Zusammenhang von Vorbeben und Nachbeben mit Bezug auf ein st√§rkeres Hauptbeben. Treten Erdbeben √ľber einen l√§ngeren, begrenzten Zeitraum geh√§uft auf, so spricht man von einem Erdbebenschwarm oder Schwarmbeben. Solche treten vor allem in vulkanisch aktiven Regionen auf; in Deutschland gibt es gelegentlich Erdbebenschw√§rme im Vogtland und am Hochstaufen.

Der deutlich größte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Starke Erdbeben können Häuser und Bauten zerstören, Tsunami und Erdrutsche auslösen und dabei Menschen töten. Sie können die Gestalt der Erdoberfläche verändern und zählen zu den Naturkatastrophen. Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heißt Seismologie.

Inhaltsverzeichnis

Historisches

Panoramafoto von San Francisco nach dem Erdbeben 1906
Panoramafoto von San Francisco nach dem Erdbeben 1906

Vorlage:Panorama/Wartung/Para4

Schon in der Antike fragten sich Menschen, wie Erdbeben und Vulkanausbr√ľche entstehen. Man schrieb diese Ereignisse h√§ufig G√∂ttern zu (in der griechischen Mythologie dem Poseidon). Manche Wissenschaftler im alten Griechenland glaubten, die Kontinente schw√§mmen auf dem Wasser und schaukelten wie ein Schiff hin und her. Andere Leute glaubten, Erdbeben br√§chen aus H√∂hlen aus. In Japan gab es den Mythos des Drachens, der den Erdboden erzittern lie√ü und Feuer spie, wenn er w√ľtend war. Im europ√§ischen Mittelalter schrieb man Naturkatastrophen dem Wirken Gottes zu. Mit der Entdeckung und Erforschung des Magnetismus entstand die Theorie, man k√∂nne Erdbeben wie Blitze ableiten. Man empfahl daher Erdbebenableiter nach Art der ersten Blitzableiter.

Erst Anfang des 20. Jahrhunderts kam die heute allgemein anerkannte Theorie von der Plattentektonik und der Kontinentaldrift durch Alfred Wegener auf. Ab der Mitte des 20. Jahrhunderts wurden die Erklärungsmuster der tektonischen Beben verbreitet diskutiert. Bis zum Beginn des 21. Jahrhunderts konnte man daraus allerdings keine Technik zur sicheren Vorhersage von Erdbeben entwickeln.

Ursachen und Beschreibung von Erdbeben

Weltkarte mit 358.214 Epizentren von Erdbeben zwischen 1963 und 1998

Erdbeben entstehen durch dynamische Prozesse im Erdinnern. Eine Folge dieser Prozesse ist die Plattentektonik, also die Bewegung der Lithosphärenplatten, die von der oberflächlichen Erdkruste bis in den lithosphärischen Mantel reichen.

Besonders an den Plattengrenzen, wo sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (Kollisionszone) oder aneinander vorbei (Transformverwerfung) bewegen, bauen sich Spannungen innerhalb des Gesteins auf, wenn sich die Platten in ihrer Bewegung verhaken und verkanten. Wird die Scherfestigkeit der Gesteine dann √ľberschritten, entladen sich diese Spannungen durch ruckartige Bewegungen der Erdkruste und es kommt zum tektonischen Beben. Dabei kann mehr als das Hundertfache der Energie einer Wasserstoffbombe freigesetzt werden. Da die aufgebaute Spannung nicht auf die unmittelbare N√§he der Plattengrenze beschr√§nkt ist, kann der Entlastungsbruch in selteneren F√§llen auch im Inneren der Platte auftreten, wenn dort das Krustengestein eine Schw√§chezone aufweist.

Die Temperatur nimmt zum Erdinneren hin stetig zu, weshalb das Gestein mit zunehmender Tiefe immer leichter deformierbar wird und schlie√ülich nicht mehr spr√∂de genug ist, um brechen zu k√∂nnen. Erdbeben tragen sich daher meist in der oberen Schicht der Erdkruste zu. Vereinzelt wurden Beben mit Herden bis in 700 km Tiefe nachgewiesen. Dies erkl√§rt man sich durch die Subduktion von Lithosph√§renplatten: Kollidieren zwei Platten, dann wird die dichtere der beiden unter jene mit der geringeren Dichte gedr√ľckt und taucht in den Erdmantel ab. Das Gestein der abtauchenden Platte erw√§rmt sich jedoch wesentlich langsamer, als sie abtaucht, so dass also bei solchen Erdbeben Krustenmaterial bis in gr√∂√üere Tiefen als √ľblich bruchf√§hig bleibt. Die Hypozentren von Erdbeben, die innerhalb der abtauchenden Platte auftreten, erm√∂glichen somit Schl√ľsse auf die Position des Slabs in der Tiefe (sogenannte Wadati-Benioff-Zone).

Auch in vulkanischen Zonen aufsteigendes Magma kann Erdbeben auslösen, ebenso die Förderung von Rohstoffen wie zum Beispiel Erdöl und Erdgas, da die Druckveränderungen die Spannungsverhältnisse im Gestein verändern. Erdbeben entstehen weiter auch beim Einsturz unterirdischer Hohlräume im Bergbau (Gebirgsschlag). Durch Vulkanismus verursachte Beben und Gebirgsschläge setzen typischerweise weitaus weniger Energie frei als tektonische Beben.

Bei unterseeischen Erdbeben, beim Ausbruch ozeanischer Vulkane oder beim Auftreten unterseeischer Erdrutsche k√∂nnen sogenannte Tsunamis entstehen. Bei pl√∂tzlicher vertikaler Verlagerung gro√üer Teile des Ozeanbodens entstehen Wellen, die sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 800 Kilometern pro Stunde fortbewegen. Auf dem offenen Meer sind Tsunamis kaum wahrnehmbar; l√§uft die Welle jedoch in flacherem Wasser aus, steilt sich der Wellenberg auf und kann am Ufer in extremen F√§llen bis zu 100 Meter H√∂he erreichen. Am h√§ufigsten entstehen Tsunamis im Pazifik. Deshalb besitzen die an den Pazifik angrenzenden Staaten ein Fr√ľhwarnsystem, das Pacific Tsunami Warning Center. Nachdem am 26. Dezember 2004 etwa 230.000 Menschen bei einem verheerenden Erdbeben im Indischen Ozean starben, wurde auch dort ein Fr√ľhwarnsystem errichtet.

Aufzeichnung der Erdbebenwellen

Seismogramm eines Erdbebens bei den Nikobaren, 24. Juli 2005, Magnitude 7,3

Erdbeben erzeugen Erdbebenwellen verschiedenen Typs, die sich √ľber und durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen (bzw. Seismometern) √ľberall auf der Erde in sogenannten Seismogramme aufgezeichnet werden k√∂nnen. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerst√∂rungen an der Erdoberfl√§che (Spaltbildung, Sch√§den an Geb√§uden und Verkehrsinfrastruktur usw.) sind auf die sogenannten Oberfl√§chenwellen zur√ľckzuf√ľhren, die sich an der Erdoberfl√§che ausbreiten und eine elliptische Bodenbewegung ausl√∂sen.

Durch Auswertung der St√§rke und Laufzeiten von Erdbebenwellen kann man die Position des Erdbebenherdes bestimmen, dabei fallen auch Daten √ľber das Erdinnere an. Die Positionsbestimmung unterliegt als Messung an Wellen der gleichen Unsch√§rfe, die bei Wellenph√§nomenen in anderen Bereichen der Physik bekannt sind. Im Allgemeinen nimmt die Unsch√§rfe der Ortsbestimmung mit zunehmender Wellenl√§nge zu. Eine Quelle von langperiodischen Wellen kann also nicht so genau lokalisiert werden wie die von kurzperiodischen Wellen. Da schwere Erdbeben den gr√∂√üten Teil ihrer Energie im langperiodischen Bereich entwickeln, kann besonders die Tiefe der Quelle nicht genau bestimmt werden.

Erdbebenherd

Durch den Vergleich der Laufzeiten der seismischen Wellen eines Erdbebens in weltweit verteilten Observatorien, wo die Signale mit Seismographen registriert werden, kann im Rahmen der physikalisch bedingten Unsch√§rfe auf die Position des Hypozentrums als Quelle der Wellen geschlossen werden. Das Hypozentrum wird entsprechend auch als Erdbebenherd bezeichnet. Die Quelle der seismischen Wellen kann sich im Laufe eines Bebens bewegen, so etwa bei schweren Beben, die eine Bruchl√§nge von mehreren hundert Kilometern aufweisen k√∂nnen. Nach internationaler √úbereinkunft wird dabei die zuerst gemessene Position als Hypozentrum des Erdbebens bezeichnet, also der Ort, wo das Beben begonnen hat. Der Ort auf der Erdoberfl√§che direkt √ľber dem Hypozentrum hei√üt Epizentrum. Der Zeitpunkt des Bruchbeginns wird als Herdzeit bezeichnet.

Die Bruchfl√§che, die das Erdbeben ausl√∂st, wird in ihrer Gesamtheit als Herdfl√§che bezeichnet. In den meisten F√§llen erreicht diese Bruchfl√§che die Erdoberfl√§che nicht, sodass der Erdbebenherd in der Regel nicht sichtbar wird. Im Fall eines gr√∂√üeren Erdbebens, dessen Hypozentrum in nur geringer Tiefe liegt, kann die Herdfl√§che bis an die Erdoberfl√§che reichen und dort zu einem deutlichen Versatz f√ľhren. Der genaue Ablauf des Bruchprozesses legt die Abstrahlcharakteristik des Bebens fest, bestimmt also, wie viel Energie in Form von seismischen Wellen in jede Richtung des Raumes abgestrahlt wird. Dieser Bruchmechanismus wird als Herdvorgang bezeichnet. Der Ablauf des Herdvorganges kann aus der Analyse von Ersteins√§tzen an Messstationen rekonstruiert werden. Das Ergebnis einer solchen Berechnung ist die Herdfl√§chenl√∂sung.

Es gibt drei grundlegende Typen von Erdbebenereignissen, welche die drei Arten der Plattengrenzen widerspiegeln: In Spreizungszonen, wo die tektonischen Platten auseinander driften, wirkt eine Zugspannung auf das Gestein (Extension). Die Bl√∂cke zu beiden Seiten der Herdfl√§che werden also auseinander gezogen und es kommt zu einer Abschiebung (engl.: normal fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfl√§che nach unten versetzt wird. In Kollisionszonen, wo sich Platten aufeinander zu bewegen, wirkt dagegen eine Kompressionsspannung. Das Gestein wird zusammengestaucht und es kommt zu einer Aufschiebung (engl.: thrust fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfl√§che nach oben versetzt wird. In Subduktionszonen kann sich die abtauchende Platte mitunter gro√üfl√§chig verhaken, was in der Folge zu einem massiven Spannungsaufbau und letztlich zu besonders schweren Erdbeben f√ľhren kann. Diese werden gelegentlich auch als Megathrust-Erdbeben bezeichnet. Der dritte Herdtyp wird als Blattverschiebung (engl.: strike-slip fault) bezeichnet, der an Transformverwerfungen vorkommt, wo sich die beteiligten Platten seitlich aneinander vorbei schieben.

In der Realität wirken die Kräfte und Spannungen jedoch zumeist schräg auf die Gesteinsblöcke, da sich die Lithosphärenplatten verkanten und dabei auch drehen können. Die Platten bewegen sich daher im Normalfall nicht gerade aufeinander zu oder aneinander vorbei, so dass die Herdmechanismen zumeist eine Mischform aus einer Auf- oder Abschiebung und einer seitwärts gerichteten Blattverschiebung darstellen. Man spricht hier von einer Schrägaufschiebung bzw. Schrägabschiebung (engl.: oblique fault).

Die r√§umliche Lage der Herdfl√§che kann durch die drei Winkel ő¶, őī und őĽ beschrieben werden:[1][2]

  • ő¶ bezeichnet das Streichen (engl.: strike) der Herdfl√§che. Dies ist der Winkel zwischen der geografischen Nordrichtung und der horizontalen Richtung der einfallenden Herdfl√§che. Das Streichen kann Werte zwischen 0¬į und 360¬į annehmen; eine nach Osten einfallende Herdfl√§che w√ľrde ein Streichen von ő¶ = 90¬į aufweisen.
  • őī bezeichnet die Neigung (engl.: dip) der Herdfl√§che, also den Winkel zwischen der Horizontalen und der Herdfl√§che. Er kann Werte zwischen 0¬į und 90¬į annehmen; eine exakt senkrecht verlaufende Bruchfl√§che h√§tte eine Neigung von őī = 90¬į.
  • őĽ bezeichnet die Richtung des Versatzes (engl.: rake), die in der Ebene des Versatzes bestimmt wird. Dies ist der Winkel zwischen dem Streichen der Herdfl√§che und dem Richtungsvektor des Versatzes, der Werte zwischen 0¬į und 360¬į annehmen kann. Wird z. B. das Hangende, also der oben liegende Block, exakt nach oben verschoben, w√§re őĽ = 90¬į. Steht die Herdfl√§che exakt senkrecht, wird ‚Äď in Streichrichtung blickend ‚Äď der rechte Block als das ‚ÄěHangende‚Äú definiert. F√ľr eine links-laterale Verschiebung w√§re őĽ = 0¬į, f√ľr eine rechts-laterale Verschiebung w√§re őĽ = 180¬į.

Erdbebenstärke

‚Üí Hauptartikel: Erdbebenskala

Um Erdbeben miteinander vergleichen zu können, ist es notwendig, deren Stärke zu ermitteln. Da eine direkte Messung der freigesetzten Energie eines Erdbebens schon allein auf Grund der Tiefenlage des Herdprozesses nicht möglich ist, wurden in der Seismologie verschiedene Erdbebenskalen entwickelt.

Intensität

Die ersten Erdbebenskalen, die Ende des 18. bis Ende des 19. Jahrhunderts entwickelt wurden, konnten nur die Intensit√§t eines Erdbebens beschreiben, also die Auswirkungen auf Menschen, Tiere, Geb√§ude und nat√ľrliche Objekte wie Gew√§sser oder Berge. Im Jahre 1883 entwickelten die Geologen M. S. De Rossi und F. A. Forel eine zehnstufige Skala zur Bestimmung der Intensit√§t von Erdbeben. Wichtiger wurde jedoch die im Jahre 1902 eingef√ľhrte zw√∂lfteilige Mercalliskala. Sie beruht allein auf der subjektiven Einsch√§tzung der h√∂r- und f√ľhlbaren Beobachtungen sowie der Schadensauswirkung auf Landschaft, Stra√üen oder Geb√§ude (Makroseismik). 1964 wurde sie zur MSK-Skala und sp√§ter zur EMS-Skala weiterentwickelt.

Intensitätsskalen werden auch heute noch verwendet, wobei verschiedene Skalen existieren, die an die Bauweise und Bodenverhältnisse des jeweiligen Landes angepasst sind. Die räumliche Verteilung der Intensitäten wird häufig durch Fragebogenaktionen zuständiger Forschungseinrichtungen (in Deutschland beispielsweise bundesweit durch die BGR per Online-Formular) ermittelt und in Form von Isoseistenkarten dargestellt. Isoseisten sind Isarithmen gleicher Intensitäten.[3] Die Möglichkeit zur Erfassung von Intensitäten beschränkt sich auf relativ dicht besiedeltes Gebiet.

Magnitude

Durch die Entwicklung und stete Verbesserung von Seismometern ab der zweiten H√§lfte des 19. Jahrhunderts er√∂ffnete sich die M√∂glichkeit, objektive, auf physikalischen Gr√∂√üen basierende Messungen vorzunehmen, was zur Entwicklung der Magnitudenskalen f√ľhrte. Diese erm√∂glichen √ľber empirisch gefundene Beziehungen und physikalische Gesetzm√§√üigkeiten, von den an seismologischen Messstationen aufgezeichneten ortsabh√§ngigen Amplitudenwerten auf die St√§rke eines Bebens zur√ľckzuschlie√üen.

Es gibt verschiedene Methoden, die Magnitude zu berechnen. Die unter Wissenschaftlern gebr√§uchlichste Magnitudenskala ist heute die Momenten-Magnituden-Skala. Von den Medien wird die in den 1930er Jahren von Charles Francis Richter und Beno Gutenberg eingef√ľhrte Richterskala am h√§ufigsten zitiert, die auch als Lokalbebenmagnitude bezeichnet wird. Zur exakten Messung der Erdbebenst√§rke benutzt man Seismographen, die in 100 km Entfernung zum Epizentrum des Erdbebens liegen sollten. Mit der Richter-Skala werden die seismischen Wellen in logarithmischer Einteilung gemessen. Sie diente urspr√ľnglich der Quantifizierung von Erdbeben im Raum Kalifornien. Liegt eine Erdbebenmessstation zu weit vom Erdbebenherd entfernt (> 1000 km) und ist die St√§rke des Erdbebens zu gro√ü (ab etwa Magnitude 6), kann diese Magnitudenskala jedoch nicht oder nur eingeschr√§nkt verwendet werden.[3] Sie ist aufgrund der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit √§lteren Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in Gebrauch.

Vorhersage

‚Üí Hauptartikel: Erdbebenvorhersage
Zerrissener Fu√üwegbelag nach Bodenverfl√ľssigung: ChŇęetsu-Erdbeben, Ojiya, Niigata, Japan, 2004

Die zeitlich und r√§umlich exakte Vorhersage von Erdbeben ist nach dem heutigen Stand der Wissenschaft nicht m√∂glich. Die verschiedenen bestimmenden Faktoren sind qualitativ weitestgehend verstanden. Auf Grund des komplexen Zusammenspiels aber ist eine genaue Quantifizierung der Herdprozesse bislang nicht m√∂glich, sondern nur die Angabe einer Wahrscheinlichkeit f√ľr das Auftreten eines Erdbebens in einer bestimmten Region.

Allerdings kennt man Vorl√§uferph√§nomene. Einige davon √§u√üern sich in der Ver√§nderung geophysikalisch messbarer Gr√∂√üen, wie z. B. der seismischen Geschwindigkeit, der Neigung des Erdbodens oder die elektromagnetischen Eigenschaften des Gesteins. Andere Ph√§nomene basieren auf statistischen Beobachtungen, wie etwa das Konzept der seismischen Ruhe, die bisweilen auf ein bevorstehendes gr√∂√üeres Ereignis hindeutet. Wiederholt wurde auch von ungew√∂hnlichem Verhalten bei Tieren kurz vor gr√∂√üeren Erdbeben berichtet. Dadurch gelang in einem Einzelfall im Februar 1975 die rechtzeitige Warnung der Bev√∂lkerung vor einem Erdbeben.

Alle bekannten Vorl√§uferph√§nomene variieren jeweils sehr stark in Zeitverlauf und Gr√∂√üenordnung. Zudem w√§re der instrumentelle Aufwand, der f√ľr eine l√ľckenlose Erfassung dieser Ph√§nomene erforderlich w√§re, aus heutiger Sicht finanziell und logistisch nicht realisierbar.

Wegen des volkswirtschaftlichen Schadens und eventueller Opfer (Massenpanik oder Massenhysterie) ist eine Fr√ľhwarnung der Bev√∂lkerung vor einem einzelnen Erdbeben nur sinnvoll, wenn die Zahl der zu erwartenden Opfer des Erdbebens als sehr gro√ü eingesch√§tzt wird, oder wenn das Erdbeben sehr genau in Raum und Zeit vorausgesagt werden kann.

Historische Erdbeben

Die wichtigsten bekannten Erdbebengebiete sind in der Liste der Erdbebengebiete der Erde aufgef√ľhrt. Eine umfassende Aufstellung historisch √ľberlieferter Erdbebenereignisse befindet sich in der Liste von Erdbeben.

Stärkste gemessene Erdbeben

Die folgende Liste wurde nach Angaben des USGS zusammengestellt.[4][5] Die Werte beziehen sich, wenn nicht anders angegeben, auf die Momenten-Magnitude MW, wobei zu ber√ľcksichtigen ist, dass unterschiedliche Magnitudenskalen nicht direkt miteinander vergleichbar sind.

Rang Bezeichnung Ort Datum Stärke Anmerkungen
1. Erdbeben von Valdivia Chile 22. Mai 1960 000000000000009.50000000009,5 1655 Tote
2. Karfreitagsbeben Alaska 27. M√§r. 1964 000000000000009.20000000009,2 Tsunami-Welle von maximaler H√∂he von etwa 67 Metern
3. Erdbeben im Indischen Ozean vor Sumatra 26. Dez. 2004 000000000000009.10000000009,1 Durch das Beben und den nachfolgenden Tsunami starben etwa 230.000 Menschen, √ľber 1,7 Millionen K√ľstenbewohner rund um den Indischen Ozean wurden obdachlos.
4. TŇćhoku-Erdbeben 2011 √∂stlich vor HonshŇę, Japan 11. M√§r. 2011 000000000000009.00000000009,0 Bis zum 7. April 2011 wurden 12.750 Tote und 14.706 Vermisste gez√§hlt, die Opfer des Bebens und des nachfolgenden Tsunamis waren. Aufgrund des Tsunamis gab es auch schwere Folgen f√ľr die Kernreaktorbl√∂cke der Atomkraftwerke Fukushima-Daiichi, Fukushima-Daini, Onagawa und TŇćkai.
5. Erdbeben von Kamtschatka Kamtschatka, Russland 4. Nov. 1952 000000000000009.00000000009,0
6. Erdbeben vor Maule Chile 27. Feb. 2010 000000000000008.80000000008,8 521 Tote, 56 Vermisste
7. Erdbeben vor Ecuador vor Ecuador 31. Jan. 1906 000000000000008.80000000008,8
8. Erdbeben bei den Rat Islands Rat Islands, Alaska 4. Feb. 1965 000000000000008.70000000008,7
9. Erdbeben vor Sumatra vor Nord-Sumatra 28. M√§r. 2005 000000000000008.60000000008,6 √úber 1000 Tote
10. Erdbeben in Assam-Tibet Grenzregion China-Indien 15. Aug. 1950 000000000000008.60000000008,6

Schäden

Das Ausma√ü der durch ein Erdbeben hervorgerufenen Sch√§den h√§ngt zun√§chst von der St√§rke und Dauer des Bebens ab sowie von der Besiedlungsdichte und der Anzahl und Gr√∂√üe der Bauwerke in dem betroffenen Bereich. Wesentlich ist aber auch die Erdbebensicherheit der Bauwerke. F√ľr Stahlbetonbauten sind entsprechende Bemessungskriterien definiert.

Siehe auch

Literatur

  • Emanuela Guidoboni, John E. Ebel: Earthquakes and tsunamis in the past : a guide to techniques in historical seismology. Cambridge University Press, 2009, ISBN 978-0-521-83795-8. Wissenschaftliches Lehrbuch der historischen Seismologie in engl. Sprache.
  • Christian Rohr: Extreme Naturereignisse im Ostalpenraum : Naturerfahrung im Sp√§tmittelalter und am Beginn der Neuzeit. K√∂ln [u. a.] B√∂hlau 2007 (= Umwelthistorische Forschungen 4), ISBN 978-3-412-20042-8. Differenzierte Studie zur Naturwahrnehmung.
  • Gerhard H. Waldherr, Anselm Smolka (Hgg.): Antike Erdbeben im alpinen und zirkumalpinen Raum : Befunde und Probleme in arch√§ologischer, historischer und seismologischer Sicht ; Beitr√§ge des Interdisziplin√§ren Workshops Schloss Hohenkammer, 14./15. Mai 2004 = Earthquakes in antiquity in the alpine and circum-alpine region. Stuttgart 2007 (= Geographica historica 24), ISBN 978-3-515-09030-8. Internationale Tagung zur historischen Seismologie.
  • G√∂tz Schneider: Erdbeben ‚Äď Eine Einf√ľhrung f√ľr Geowissenschaftler und Bauingenieure. Spektrum Akademischer Verlag, M√ľnchen 2004, ISBN 3-8274-1525-X. Eine etwas kompliziertere Einf√ľhrung mit einigen mathematischen Darstellungen.
  • Peter M. Shearer: Introduction to Seismology. Cambridge University Press, New York 1999, ISBN 0-521-66953-7. Wissenschaftliches Lehrbuch in engl. Sprache.
  • Gerhard Waldherr: Erdbeben : das au√üergew√∂hnliche Normale ; zur Rezeption seismischer Aktivit√§ten in literarischen Quellen vom 4. Jahrhundert v. Chr. bis zum 4. Jahrhundert n. Chr.. Stuttgart 1997 (= Geographica historica 9), ISBN 3-515-07070-2. Grundlegend f√ľr die Rezeptionsgeschichte von Erdbeben.
  • Thorne Lay & Terry C. Wallace: Modern Global Seismology. Academic Press, San Diego 1995, ISBN 0-12-732870-X. Umfangreiches wissenschaftliches Standardwerk in engl. Sprache.
  • Bruce A. Bolt: Erdbeben ‚Äď Schl√ľssel zur Geodynamik. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-353-0. Eine gute Einf√ľhrung auch f√ľr Laien.
  • Enzyklop√§die Naturwissenschaft und Technik, Zweiburgenverlag, Weinheim 1981.

Weblinks

 Commons: Erdbeben ‚Äď Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
Wiktionary Wiktionary: Erdbeben ‚Äď Bedeutungserkl√§rungen, Wortherkunft, Synonyme, √úbersetzungen
 Wikisource: Erdbeben ‚Äď Quellen und Volltexte

Erdbebenmeldungen

Wikinews Wikinews: Erdbeben ‚Äď in den Nachrichten

Einzelnachweise

  1. ‚ÜĎ Peter M. Shearer; Cambridge University Press (Hrsg.): Introduction to Seismology. New York 1999, ISBN 978-0-521-66953-5.
  2. ‚ÜĎ T. Lay & T.C. Wallace; Academic Press (Hrsg.): Modern Global Seismology. San Diego 1995, ISBN 978-0-12-732870-6.
  3. ‚ÜĎ a b Hans Berckhemer: Grundlagen der Geophysik. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, 2002, ISBN 978-3-534-13696-4.
  4. ‚ÜĎ Largest Earthquakes in the World Since 1900. USGS, 2. November 2010, abgerufen am 13. M√§rz 2011 (englisch).
  5. ‚ÜĎ Earthquake Search. USGS, 11. Februar 2010, abgerufen am 13. M√§rz 2011 (englisch).

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