Endogene Prozesse in der Geologie

Aufbau der Erde

Wie in der Einleitung erwähnt, entstand unser Planet vor etwa 4,6 Milliarden Jahren (4,6 GA). Im Anfangsstadium war die Erde eine homogene Masse, d.h. sie hatte in jeder Tiefe die gleiche chemische Zusammensetzung. Im Laufe der Zeit sammelten sich die "schwereren" (dichteren) Bestandteile im Zentrum des Planeten und das "leichtere" (weniger dichte) Material stieg nach oben. Dieser Vorgang wird als Differentation bezeichnet. Der innere Kern der Erde besteht daher im wesentlichen aus festem Eisen. Danach folgt der äußere, flüssige Kern, dann der Mantel und schließlich die Kruste.

Der obere Erdmantel und die Kruste bestehen aus der 50-100 km dicken Lithosphäre, in die die Kontinente eingebettet sind. Sie schwimmen auf einer teilweise geschmolzenen Schicht, der Asthenosphäre (bis 200 km), die den zweiten Teil des oberen Mantels bildet.

Entstehung der Ozeane und der Atmosphäre

Die Frage nach der Herkunft des Wassers auf der Erde ist unter Geologen noch nicht sicher geklärt. Eine Erklärung ist, dass sowohl das Wasser, als auch die Atmosphäre durch "Entgasung" bei der Differentation des Erdinneren entstanden. Diese Theorie wird von den meisten Wissenschaftlern anerkannt. Doch wird auch vermutet, dass Wasser, Kohlendioxid und andere Gase der Atmosphäre durch Kometen, die die Erde in ihrer Frühgeschichte zahlreich bombardierten, auf die Erde gelangt sind. Diese Stoffe sind in Kometen nämlich in Form von Eis in großen Mengen enthalten. Wahrscheinlich spielen beide Faktoren eine Rolle, doch scheint die Differentation die wesentlichere Rolle zu spielen.

Plattentektonik

Grundlagen

Die Theorie der Plattentektonik bildet heute den Rahmen der Allgemeinen Geologie und den hier behandelten endogenen und exogenen Prozessen. Erste grundlegende Konzepte der Kontinentaldrift wurden bereits lange vor Alfred Wegener (1880-1930), dem Begründer der modernen Theorie der Plattentektonik, formuliert. Bereits im Jahre 1620 bemerkte der englische Gelehrte Sir Francis Bacon den parallelen Verlauf von Küsten auf beiden Seiten des Atlantischen Ozeans. Spätere Vorstellungen von einer Kontinentaldrift wurden aber von den meisten führenden Wissenschaftlern abgelehnt. Erst ab dem Jahre 1912 wurde die Kontinentaldrift von Alfred Wegener schrittweise bewiesen. Endgültig anerkannt wurde die moderne Plattentektonik, wie sie nachfolgend kurz skizziert wird, erst in den 60er Jahren des 20. Jahrhunderts.

Die Lithosphäre ist keine zusammenhängende Schale. Sie ist vielmehr durch Konvektionsströmungen in etwa ein Dutzend größerer Platten auseinander gebrochen. Konvektionsbewegungen können nur in Flüssigkeiten bzw. in verformbarem Material auftreten, in diesem Fall also im Erdmantel. Heißes (weniger dichtes) Material steigt nach oben und kühlt sich im Bereich der Asthenosphäre und im unteren Bereich der Lithosphäre ab. Die kühlere Masse wird von nachströmendem heißen Material zur Seite gedrängt und sinkt wieder von der Oberfläche nach unten. Ein bekanntes Beispiel für Konvektionsbewegungen ist siedendes Wasser in einem Kochtopf.

Arten von Plattengrenzen

Durch das, in entgegengesetzte Richtungen, seitlich abfließende Material an der Unterseite der Lithosphäre, wird diese auseinander gezogen, was bewirkt, dass ganze Kontinente auseinander brechen. Die Stelle, an der Platten auseinanderdriften, wird als eine divergierende Zone bezeichnet. Der Prozess des Auseinanderdriftens zweier Lithosphärenplatten und die daraufhin folgende Entstehung eines Ozeans wird Seafloor-spreading (Spreizung des Ozeanbodens) genannt. Die Geschwindigkeit dieser Bewegungen ist auf der ganzen Erde sehr unterschiedlich. Im Nordatlantik beträgt sie lediglich 1 cm in jede Richtung, im Südatlantik etwa 5 cm und im Pazifik stellenweise bis zu 15 cm pro Jahr. Während die Platten in entgegengesetzte Richtung wandern, steigt zwischen ihnen flüssiges Basalt auf und bildet neuen Ozeanboden. Diese Mittelozeanischen Rücken sind die größten zusammenhängenden vulkanischen Gebirge der Erde. Pro Jahr werden an diesen Stellen weltweit ca. 21 km³ Tiefseebasalte gebildet. Dieser Prozess des Auseinanderbrechens eines Kontinentes kann sich im Laufe der Zeit auch wieder verlangsamen oder ganz enden. Ein frühes Stadium dieser Bewegungen lassen sich am Ostafrikanischen Grabenbruch und am Oberrheingraben in Deutschland beobachten. Das Rote Meer hingegen befindet sich im Stadium eines sich öffnenden Ozeans.

Das Kollidieren zweier Platten wird als konvergierende Zone bezeichnet. Wenn dabei schwerere ozeanische Lithosphäre, die an den Mittelozeanischen Rücken gebildet wurde, unter kontinentale Lithosphäre taucht, sprechen wir von einer Subduktion bzw. von einer Subduktionszone. Ozeanische Lithosphäre ist daher in den seltensten Fällen älter als 150 bis 200 Millionen Jahre. Durch das Abtauchen einer ozeanischen Platte unter einen Kontinent entsteht eine Tiefseerinne, an der der Ozean seine größte Tiefe hat. Auf dem Kontinent hingegen türmen sich durch Faltung hohe Gebirgszüge auf, wie es beispielsweise bei den Anden in Südamerika der Fall ist. Beim Zusammentreffen zweier ozeanischen Platten wird eine der beiden Platten subduziert. Auch hier entwickeln sich auf der subduzierenden Platte Gebirge in Form von Vulkanen, die beim Aufsteigen aus dem Wasser einen Inselbogen bilden. Ein bekanntes Beispiel hierfür sind die japanischen Inseln.

Eine dritte - eher seltene - Art der Plattenbewegung ist eine Transformstörung. Hierbei gleiten zwei Platten aneinander vorbei und reiben sich in entgegengesetzter Richtung. Die bekannteste Transformstörung ist der San-Andreas-Graben an der Westküste der USA.

Wegen der sich verschiebenden Lithosphärenplatten liegen die meisten Vulkane an deren Rändern. Etwa 80 Prozent aller Vulkane über dem Meeresspiegel befinden sich an konvergierenden, 15 Prozent an divergierenden Plattengrenzen und nur wenige innerhalb der Platten. Jene, die innerhalb der Erdplatten liegen, waren in die Theorie der Plattentektonik nur schwer einzugliedern, bis schließlich die Vorstellung der so genannten Hot-Spots entstand. Ein Hot-Spot ist eine Erscheinungsform eines Manteldiapirens, d.h. eines eng begrenzten Strahls aus heißem Material, das aus dem Mantel aufsteigt und die Lithosphäre durchschlägt. Da sich der Hot-Spot in seiner Lage nicht ändert, eine Lithosphärenplatte aber über ihn hinwegbewegt, entstehen auf ihr in mehr oder weniger regelmäßigem Abstand erloschene Vulkanmassive. Die Inseln von Hawaii sind aufgrund eines solchen Hot-Spots entstanden.

Gesteine

Ein Überblick über die Gesteinsarten

Grundsätzlich lassen sich Gesteine nach der Art ihrer Entstehung in drei Hauptgruppen einteilen:

• Magmatite entstehen durch die Abkühlung flüssigen Gesteins aus dem oberen Erdmantel, wie es beispielsweise bei einem Vulkanausbruch der Fall ist.
  
  
• Sedimentgesteine entstehen an der Erdoberfläche aufgrund verwitterten Gesteins (z.B. Sand) oder aus Skelettteilchen von Organismen. Die Sedimentpartikel lagern sich ab und bilden Schichten, die sich im Laufe der Zeit zu Sedimentgesteinen zusammenpressen.
  
  
• Als Metamorphite werden jene Gesteine bezeichnet, die durch die Umwandlung bereits vorhandener Gesteine entstehen. Dies geschieht im Erdinneren unter extrem hohem Druck und hohen Temperaturen durch die Veränderung des Mineralbestandes und des Gefüges.

Da es sich bei Gesteinen in vulkanisch aktiven Gebieten, wie z.B. auf Island, vorrangig um Magmatite handelt, soll dieser Hauptgesteinstyp nachfolgend genauer betrachtet werden. Auf die Sedimentgesteine kommen wir in dem Kapitel Exogene Prozesse noch näher zu sprechen. Die Gesteinsart der Metamorphite soll in dieser Einführung in die Algemeine Geologie vernachlässigt werden.

Magmatite

In der Geologie unterscheidet man Magmatite anhand ihres Korngefüges in fein- und grobkörnige Gesteine. Kühlt sich eine Schmelze relativ schnell ab, bezeichnet man das daraus entstandene Gestein als Ergussgestein oder Effusivgestein. Sie sind an ihrer feinkörnigen Grundmasse erkennbar. Als Tiefengestein oder Intrusivgestein bezeichnet man die sich langsam abkühlenden Schmelzen. Sie sind durch ihre Grobkörnigkeit bzw. ihre großen Kristallen gekennzeichnet, die aufgrund der allmählichen Abkühlung des Magma langsam wachsen konnten. Dies geschieht in der Regel noch unter der Erdoberfläche.

Eine weitere Einteilung der Magmatite ergibt sich aus ihrem Gehalt an Kieselsäure (SiO₂) in saure, intermediäre und basische Gesteine. Die folgende Tabelle teilt die wichtigsten magmatischen Gesteine nach Korngröße und Säuregehalt ein:

Vulkanismus

Bei den Liparischen Inseln in Süditalien soll der römische Feuergott Vulcanus eine seiner Schmieden betrieben haben. Nicht nur die dortige Insel Vulcano trägt heute seinen Namen, sondern alle feuerspeienden Berge auf der ganzen Welt. Auf der Erde gibt es 500-600 aktive Vulkane, wobei die unterseeischen nicht mitgerechnet sind.

Die Vielfalt der vulkanischen Förderprodukte

Magma/Lava

Im vorherigen Abschnitt wurden die Magmatite bereits anhand ihres Gehalts an Kieselsäure eingeteilt. Magmatite sind jene Gesteine, die durch Abkühlung aus Magma entstehen. Analog lässt sich auch das Magma selbst in die entsprechenden Hauptgruppen einteilen. Schmelzen, die sich in Folge eines Vulkanausbruchs an der Erdoberfläche bewegen, werden als Lava bezeichnet.

• Basaltische (basische) Magmen: Kieselsäuregehalt liegt unter 52%
  
  
• Intermediäre Magmen: Kieselsäuregehalt zwischen 52 und 65%
  
  
• Saure Magmen: Kieselsäuregehalt über 65%

Lavaströme können mit unterschiedlicher Geschwindigkeit die Bergflanken hinunterfließen. Dies hängt zum einen von der Steigung des Hanges ab, zum anderen von der Dünn- bzw. Zähflüssigkeit der Lava. Diese wird von der Viskosität beschrieben. Je geringer diese ist, desto dünnflüssiger ist die Schmelze. Basische Lava mit geringem SiO₂-Gehalt ist in der Regel sehr heiß (1.000 bis 1.200 °C) und dadurch entsprechend dünnflüssig. Bei sauren Schmelzen ist die Viskosität aufgrund des hohen SiO₂-Gehalts höher.

Fragmente

Wenn ein Vulkan zu einer explosiven Tätigkeit neigt, wird das Magma durch den Druck der Explosion zerstört. Dabei entstehen Pyroklastite (griech. "vom Feuer zerstört"), die in folgende Gruppen eingeteilt werden können:

• Aschen: Durchmesser bis 0,1 mm; Sie können bis zu mehreren Monaten in der höheren Atmosphäre bleiben und vom Wind um die ganze Welt getragen werden.
  
  
• Grobaschen: Durchmesser 0,1 bis 2 mm; Sie können einige hundert Kilometer weit getragen werden.
  
  
• Lapilli (itl. Steinchen): Durchmesser 2 bis 64 mm; Sie werden nur wenige Kilometer weit transportiert.
  
  
• Bomben bzw. Blöcke: Durchmesser über 64 mm; Sie lagern sich in der näheren Umgebeung des Vulkankraters ab.

Vulkanische Gase

Zur dritten Gruppe der vulkanischen Förderprodukte gehören die Gase. Sie werden in gewaltigen Mengen gefördert und können bis zu 1.000 °C heiß sein. Diese hohe Temperatur bewirkt, dass kleine Fragmente, insbesondere die Aschen, durch den thermischen Auftrieb oft bis über 20 km in die Höhe transportiert werden.

Vulkantypen

Grundsätzlich unterscheidet man zwischen Zentral- und Spaltenvulkanen. Spaltenvulkane entstehen dort, wo sich die Erdkruste dehnt und dadurch tiefe Spalten aufreißt. Der Vulkantyp einer Spalte ist daher in divergierenden Zonen der häufigste. Die dabei austretenden Plateau- und Flutbasalte breiten sich häufig auf weiten Flächen aus und bilden Hochebenen. Nach einigen Tagen bündelt sich der Ausbruch aber häufig zu nur noch einem oder wenigen Schloten. In den seltensten Fällen eruptiert eine Spalte ein zweites Mal. Bei Zentralvulkanen wird das Magma nicht entlang einer Spalte, sondern von Anfang an aus einem zentralen Schlot gefördert. Die wichtigsten Erscheinungsformen von Zentralvulkanen sollen nachfolgend kurz erläutert werden:

• Schildvulkane sind, bezogen auf den Fußdurchmesser, die größten Vulkane. Sie fördern gigantische Massen dünnflüssiger Lava, die effusiv austreten und sich auch bei flachen Hangneigungen weit ausbreiten können. Schildvulkane sind deshalb auch nicht sehr hoch. Das Verhältnis zwischen Höhe und Fußdurchmesser beträgt meistens nur 1:10 bis 1:20. Weltweit gibt es 107 Schildvulkane.
  
  

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  Stratovulkane sind mit weltweit 600 Stück der häufigste Vulkantyp. Ihr Aussehen entspricht dem klassischen Bild eines Vulkans. Charakteristisch hierfür sind viele Eruptionszyklen über einen langen Zeitraum. Aufgrund der intermediären bis sauren, und daher eher zähflüssigen Lava, wird um den Schlot ein steiler Kegel aufgebaut. Bei Eruptionen eines Stratovulkans werden wegen ihrer höheren Explosivität mehr Pyroklastite gebildet. Insbesondere die größeren Förderprodukte, wie z.B. Bomben, Blöcke und größere Lapilli verteilen sich um den Krater und bauen oft ein großes Vulkanmassiv weiter auf.
  
  
• Schlackenkegel gehören zu den häufigsten Vulkanen auf den Kontinenten. Sie sind in ihrem Aussehen und ihrer Entstehung vergleichbar mit den Stratovulkanen. Ihre Eruptionen sind jedoch oft kürzer und der Vulkan daher deutlich kleiner als ein Stratovulkan. Zwar wird auch hier neben Pyroklastiten Lava gefördert, doch werden die Lavafetzen als Lavafontänen in die Luft geschleudert, die beim Auftreffen auf dem Boden verkleben. Schlackenkegel bestehen oft nur aus locker geschichteter Tephra. Bei sogenannten Schweißschlackenkegeln wird eine größere Menge Lapilli und vulkanischen Bomben gefördert. Die Flanken dieser Kegel sind daher in der Regel grobkörniger und oft steiler als bei Schlackenkegeln.
  
  

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  Aschekegel und Maare entstehen, wenn (Grund-) Wasser in die Magmakammer eindringt. Durch den entstandenen Wasserdampf baut sich ein gewaltiger Druck auf, der beim Ausbruch des Vulkans die Füllung des Förderschlotes zertrümmert. Dabei entstehen Lockerprodukte wie Bimsstein, die sich nahe des Kraters ablagern und einen Aschekegel bilden. Wenn der Druck groß genug ist, wird der Schlot bis unter den Grundwasserspiegel geräumt, so dass sich der Krater nach dem Ausbruch mit Wasser füllt. Dieser mit Wasser gefüllte Krater wird dann als Maar bezeichnet. Lava wird bei Aschekegeln und Maaren keine gefördert.
  
  
• Calderen (span. Kessel) sind spezielle vulkanische Erscheinungsformen, deren Bildung bei jeder Art von Zentralvulkanen möglich ist. Sie können auf zwei unterschiedliche Weisen entstehen: Zum einen kann eine gewaltige Explosion den Vulkangipfel sprengen, so dass nur der Rumpf übrig bleibt. In dessen Mitte liegt dann ein Vulkankessel - die Explosionscaldera. Eine andere, häufiger vorkommende Entstehungsweise, ist die, dass nach einer Eruption mit großen Lavamengen die Magmakammer weitgehend geleert ist, sie die darüber liegende Last aber nicht tragen kann. Ein Teil des Vulkans bricht dann in den Hohlraum ein, und zurück bleibt ein Vulkankessel mit gigantischen Ausmaßen. Calderen können bis zu 1.000 m tief sein und einen Durchmesser von wenigen Kilometern bis 100 Kilometern haben. Eine Großstadt wie Berlin könnte hier also Platz finden. Nach einigen Hundert Jahren kann in die zusammengestürzte Magmakammer erneut frisches Magma fließen, so dass sich der Boden der Caldera aufwölbt. Eine neue Eruption steht dann möglicherweise bevor.

Generell muss bei Vulkanausbrüchen auch unterschieden werden, ob die Eruption submarin, subglazial oder subaerisch stattfindet. Die Gestalt des Vulkans hängt nämlich auch davon ab, mit welchem Material die Lava beim Austritt zusammentrifft bzw. wie schnell sie abkühlt. So sind für Island beispielsweise so genannte Tafelberge und Palagonitrücken kennzeichnend, die während der Glaziale des Pleistozän durch Vulkanausbrüche unter dem Eis entstanden.

Weitere vulkanische Erscheinungen

Lahare

Als Lahare bezeichnet man reißende Schlamm- und Schuttströme, die aufgrund einer Eruption entstehen. Sie entstehen, wenn sich Pyroklastite mit Flüssigkeiten vermischen, beispielsweise mit dem Wasser eines Kratersees, einem Fluss oder geschmolzenem Schnee bzw. Gletschereis. Lahare können riesige Eisblöcke über viele Kilometer transportieren. Die größte Katastrophe in jüngster Zeit ereignete sich im Jahr 1985 in Kolumbien, bei der der Vulkan Nevado del Ruiz Eis zum Schmelzen brachte und die Lahare die Stadt Armero unter sich begruben. Über 25.000 Menschen kamen dadurch ums Leben. Lahare gehören daher zu den gefürchtetsten vulkanischen Gefahren.

Lahare, die durch geschmolzenes Gletschereis hervorgerufen werden, bezeichnet man auch als Gletscherlauf. Dieses Phänomen ist häufig in Island zu beobachten.

Pyroklastische Ströme

Pyroklastische Ströme, auch Glutwolken oder Glutlawinen genannt, gehören ebenfalls zu den äußerst gefährlichen vulkanischen Erscheinungsformen. Sie entstehen, wenn sich stark mit Aschen, Staub und Gasen beladene Erupionswolken aufgrund ihrer hohen Dichte nicht in die Atmosphäre erheben, sondern lediglich über den Kraterrand überschwappen. Mit 100 bis 500 Stundenkilometern rasen die mehrere hundert Grad heißen Glutwolken dann die Bergflanken hinunter. Die in dem Gemisch vorhandenen Gase drängen ständig aus der Wolke heraus und dehnen sich aus. Dadurch erhalten pyroklastische Ströme ihre enorme Mobilität.

Vulkanische Exhalationen

Fumaroren sind Stellen im Boden, aus denen Gase - insbesondere Wasserdampf - austritt. Durch die hohen Temperaturen (200-800 °C) setzen sich die Gase an den Austrittstellen ab und bilden bunt gefärbte Substanzen.

Solfataren haben eine geringere Temperatur (100-250°C) als Fumaroren und die austretenden Gase enthalten einen höheren Anteil an Schwefelverbindungen. Solfatarenfelder sind daher von einer gelb-rötlichen Färbung geprägt.

Heiße Quellen und Geysire entstehen durch die Erhitzung von zirkulierendem Grundwasser unter der Erdoberfläche.

Als Mofetten bezeichnet man Exhalationen von Kohlendioxid mit Temperaturen unter 100°C. Sie können auch in Gebieten mit erloschenen Vulkanen auftreten. Unter Umständen löst sich die Kohlensäure auch in aufsteigendem Grundwasser. In Deutschland sind solche Exhalationen insbesondere aus der Gegend des Laacher Sees in der Eifel bekannt.

Erdbeben

Entstehung von Erdbeben

Als Erdbeben bezeichnet man Erschütterungen bzw. Schwingungen des Untergrundes. Sie entstehen, wenn Spannungen, die sich über Jahre hinweg durch Gesteinsdeformationen aufgebaut haben, innerhalb kurzer Zeit freigesetzt werden. Die jeweiligen Krustenblöcke verschieben sich bei dieser "Entspannung" ruckartig. Erdbeben treten insbesondere an den Plattengrenzen im Bereich der Kruste und des Oberen Mantels auf, wobei sie an divergierenden Plattengrenzen durch Zugspannungen und an konvergierenden Plattengrenzen durch Druckspannungen gekennzeichnet sind. Jene Erdstöße an Transformstörungen entstehen aufgrund der sich seitwärts reibenden Platten. Die Sprungweite der Verschiebungen kann bei solchen Transformstörungen zwischen wenigen Millimetern bis zu mehreren Metern variieren.

Jener Punkt in der Erdkruste bzw. des Oberen Mantels, an dem die Bewegung der Verschiebung beginnt, wird als Erdbebenherd oder Hypozentrum bezeichnet. Das so genannte Epizentrum gekennzeichnet den geographischen Ort an der Erdoberfläche, der über dem Herd liegt.

Seismische Wellen

Die bei Erdbeben verursachten Bodenschwingungen werden auch als Seismische Wellen bezeichnet. Solche Wellen werden nicht nur bei Erdbeben, sondern auch bei Explosionen freigesetzt. Seismische Wellen sind vergleichbar mit den Wasserwellen, die entstehen, wenn ein Stein in einen Teich fällt. In ähnlicher Weise breitet sich auch die Energie in Form von Schwingungen in der Erde aus. In der Geologie unterscheidet man grundsätzlich zwischen Raum- und Oberflächenwellen. Während sich Oberflächenwellen ähnlich der Wasserwellen im Teich nur entlang der Erdoberfläche ausbreiten, verlaufen Raumwellen auch durch das Erdinnere.

Raumwellen

Die Raumwellen werden nochmals in Primärwellen (P-Wellen) und Sekundärwellen (S-Wellen) untergliedert. P-Wellen breiten sich mit einer Geschwindigkeit von bis zu fünf Kilometern pro Sekunde durch Gestein, Flüssigkeiten und quasi-flüssige Teile des Erdinneren aus. Sie sind damit schneller als Schallwellen in der Luft, ihre Art der Bewegung ist jedoch die gleiche. Die Teilchen im Boden werden geschoben und gezogen, wobei die Bewegung in Ausbreitungsrichtung der Welle erfolgt. Manche Tiere sind sogar in der Lage, solche P-Wellen zu hören und können sich entsprechend früh auf die Erschütterungen vorbereiten. Die S-Wellen breiten sich etwa mit der halben Geschwindigkeit der P-Wellen aus und treffen bei einem Erdbeben demnach sehr viel später am Ort der Erschütterung ein. Sie bewegen den Boden quer zur Ausbreitungsrichtung und setzen sich nicht in Flüssigkeiten fort.

Um das Epizentrum eines Erdbebens zu lokalisieren, werden P- und S-Wellen gemessen. Aufgrund des Zeitunterschiedes zwischen dem Eintreffen der P-Wellen und der langsameren S-Wellen, lässt sich der Ort und die zurückgelegte Entfernung bestimmen. Hierfür werden drei oder mehr Messstationen benötigt. Das Verfahren gleicht dem Vorgehen, mit dem die Entfernung eines Gewitters abgeschätzt werden kann. Das Aufleuchten des Blitzes bzw. das Eintreffen des Lichts beim Beobachter entspricht den P-Wellen. Der Donner bzw. das Eintreffen des Schalls beim Beobachter entspricht den S-Wellen.

Oberflächenwellen

Auch die Oberflächenwellen werden in zwei verschiedene seismische Ausbreitungsbewegungen unterschieden. Eine davon sind die Love-Wellen, benannt nach dem Britischen Mathematiker A.E.H. Love. Er hatte zum ersten Mal ein mathematisches Model für diese Wellen aufgestellt. Love-Wellen erfolgen horizontal und breiten sich langsamer aus als S-Wellen. Rayleigh-Wellen, benannt nach Lord Rayleigh, der diese Art von Wellen in der Mitte des 19. Jahrhunderts bereits mathematisch vorausgesagt hatte, obwohl sie noch nicht beobachtet waren, sind die zweite Art von Oberflächenwellen. Bei dieser Wellenform erfolgt eine rollende Bewegung in elliptischen Bögen, ähnlich der Bewegung von Meereswellen. Der Boden bewegt sich dabei auf und ab sowie hin und her in Ausbreitungsrichtung der Welle. Der größte Teil der Erschütterungen eines Erdbeben stammt von diesen Rayleigh-Wellen.

Messung von Erdbeben

Das wichtigste Instrument zur Messung von Erdbeben ist der Seismograph. Dieses Gerät kann man sich als eine mehr oder weniger schweren Masse vorstellen, die vom Erdboden weitgehend isoliert ist. Dadurch können die Schwingungen des Untergrundes mit Hilfe einer Schreibspitze auf einem am Boden verbundenen Registrierpapier aufgezeichnet werden. Eine solche Aufzeichnung wird als Seismogramm bezeichnet.

Wie bei jeder Messung wird auch bei der Beschreibung der Erdbebenstärke eine Maßeinheit benötigt. Daher entwickelte der kalifornische Seismologe Charles Richter im Jahre 1935 ein Verfahren. Von Haus aus Astronom, orientierte sich Charles Richter an den Größenklassen bzw. Magnituden, mit deren Hilfe die Helligkeiten von Sternen beschrieben werden. Analog entwickelte Richter eine Erdbebenmagnitude als Maß für die Stärke eines Bebens. Diese Maßeinheit findet bis heute Verwendung und ist jedermann aus den Nachrichten über Erdbeben bekannt: die Richter-Magnitude oder auch der Wert auf der Richter-Skala.

Als Grundlage für die Berechnung dient die stärkste Bodenbewegung eines Bebens, die durch seismische Wellen verursacht wurden, also der maximalen Amplitude. In dem oben abgebildeten Seismogramm hat diese einen Wert von 23.9 cm/sec². Da sich Erdbebenstärken über einen sehr weiten Bereich erstrecken, war es für Richter erforderlich, seine Skala zu komprimieren und damit übersichtlich zu halten. Dies wurde möglich, indem er eine logarithmische Skala wählte. Das bedeutet, dass die Richterskala also nicht metrischen Charakters ist, sondern lediglich ordinal verwendet werden kann. Zwei Erdbeben, deren Bodenbewegung um den Faktor 10 voneinander abweichen, unterscheiden sich um den Betrag 1 auf der Richter-Magnitude. Die Bodenbewegungen eines Erdbebens mit einem Wert 4 auf der Richterskala sind damit also zehnmal stärker, als die eines Beben der Stärke 3.