Online-Bibliothek

Erdbeben

[902] Erdbeben (hierzu Karte »Verbreitung der Erd- und Seebeben«), Erschütterungen der Erdoberfläche, die von einer unterirdischen Stelle, dem Zentrum des Erdbebens oder dem Erdbebenherd, ausgehen, je nach der Starke bald nur ein Erzittern oder wellenförmiges Schwanken, bald heftige Stöße, die Gebäude vernichten, und mit denen unterirdisches Getöse, Spaltenbildungen, Bergstürze, Hebungen ganzer Landstriche, plötzliches Zurückweichen des Meeres und springflutartiges Eindringen in das Land, Hervortreten von Wasser und Schlamm aus neuentstandenen Spalten verbunden sein können. Die Erde als Ganzes betrachtet, sind E. eine alltägliche Erscheinung (man ist berechtigt, jährlich mehrere tausend einzelner Stöße anzunehmen); während sie aber in gewissen Gegenden sehr häufig sind, werden andre nur selten betroffen, doch ohne daß man annehmen dürfte, es gebe eine von E. vollkommen freie Gegend. Genauere Untersuchungen haben sogar ergeben, daß der Boden, auf dem wir leben, abgesehen von den regelmäßigen Bodenschwankungen (s. d.), unaufhörlich leise Vibrationen (mikroseismische Bewegungen, Tremors, Erdpulsationen) besitzt. Man kann mit Hilfe von sehr empfindlichen Instrumenten, wie dem Horizontalpendel und ähnlichen Apparaten (s. Seismometer), nachweisen, daß diese Vibrationen von Sonne und Mond, von Jahreszeiten, von barometrischen Depressionen, namentlich aber von vulkanischen Eruptionen und von weit entfernten C. abhängig sind.

Die direkt fühlbaren (makroseismischen) Erschütterungen werden die Erdoberfläche zuerst an der senkrecht über dem Ausgangsort gelegenen Stelle (Epizentrum) erreichen und sich hier als von unten nach oben gerichtete Stöße (sukkussorische Bewegungen) erweisen. An den Orten, die auf der Erdoberfläche vom Epizentrum entfernt liegen, kommt die vom Zentrum ausgehende Erschütterung um so später und in um so schrägerer Richtung an, je größer die Entfernung vom Epizentrum ist. Hier kann die Erschütterung nur noch z. T. sukkussorisch sein, z. T. wird sie in seitlicher Richtung verlaufen (undulatorische Bewegung). In einzelnen Fällen kann sich auch eine drehende (rotatorische) Bewegung erzeugen, dann nämlich, wenn die undulatorische auf Gegenstände stößt, die aus mehreren untereinander nicht genau in der Schwerpunktsachse befestigten Teilen bestehen. Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Erdbebenwelle, die man aus der Vergleichung des zeitlichen Eintreffens der Stöße an verschiedenen Stellen des Schüttergebiets bestimmt, ist sehr verschieden und jedenfalls von der Qualität und der Heftigkeit des Stoßes sowie von der Festigkeit und Homogenität des Gesteinsmaterials, in dem sie sich abspielt, abhängig. Experimentell hat man die Fortpflanzungsgeschwindigkeiten bei Erschütterungen gefunden: für Sand zu 300 m, für mürben Sandstein zu 1190 m, für festen Sandstein zu 2200 m und für festen Granit zu 3000 m in der Sekunde, Zahlen, die sich nicht allzuweit von den bei E. beobachteten Fortpflanzungsgeschwindigkeiten (im allgemeinen zwischen 260 und 5200 m in der Sekunde schwankend) entfernen. Indessen pflanzen sich die Stöße in größern Entfernungen viel rascher fort. Bei dem japanischen E. vom 22. März 1894, dessen Epizentrum in 43° nördl. Br. und 146° östl. L. ermittelt wurde, erreichte die Welle Tokio mit einer mittlern Geschwindigkeit von 2770 m, Südrußland und Mittelitalien, wo das E. von empfindlichen Seismometern registriert wurde, mit einer Geschwindigkeit von 10,020 m, bez. 10,390 m. Auch das E., das am 26. aug. 1896 Südwestirland erschütterte, wurde einige Minuten später fast gleichzeitig in Edinburg, Paris und Straßburg von den Pendeln durch heftige Bewegungen angezeigt; dies entspricht einer Geschwindigkeit von 10 km in der Sekunde, also einer drei- bis vierfach größern als im Granit. Solch rasche Bewegungen können nicht oberflächlich durch die Erdrinde, sondern müssen vielmehr durch das viel dichtere und deshalb auch elastischere Erdinnere gekommen sein. – Von besonderer Wichtigkeit, namentlich auch bezüglich der Frage nach der letzten Ursache der E., ist die Bestimmung des Zentrums der E. Verbindet man die Punkte der Erdoberfläche, die gleichzeitig erschüttert werden, durch Linien (Homoseisten oder Isoseisten), so umschließen diese Kurven das Epizentrum konzentrisch und erlauben durch ihre Form einen Rückschluß auf die Form des Epizentrums selbst. Kreise weisen auf einen Punkt oder doch Kreis (zentrale E.), Ellipsen auf eine Ellipse oder Linie (lineare E.) als Epizentrum hin. Das Epizentrum wiederum entspricht der Farm nach dem Zentrum. Die Tiefe des Zentrums unter dem Epizentrum hat zuerst Mallet für das neapolitanische E. von 1857 bestimmt, indem er die Richtung der entstandenen Risse und Spalten konstruktiv verband und den Durchschnittspunkt innerhalb der Erde berechnete. v. Seebach und v. Lasaulx leiteten die Tiefe des seismischen Zentrums aus guten Zeitbestimmungen des Eintrittes der E. auf der Erdoberfläche ab, mußten dabei aber mehrere in der Natur wohl nicht zutreffende Voraussetzungen (punktuelles Zentrum, gleichförmige Fortpflanzungsgeschwindigkeit u.a.m.) machen. Folgende Tabelle gibt die gewonnenen Tiefenzahlen a zugleich mit den Fortpflanzungsgeschwindigkeiten b für sechs gut untersuchte E.

Hierbei fällt auf, daß die E., deren Zentrum in geringer Tiefe zu suchen ist, nur eine mäßige Fortpflanzungsgeschwindigkeit besitzen und bei größerer Tiefe des Zentrums auch die Geschwindigkeit sich bedeutend erhöht.

Als besonders starke und verhängnisvolle E., deren Erschütterungskreise z. T. auf der Karte an gegeben sind, mögen erwähnt werden: das E. von Pompeji im J. 79, verbunden mit einem großen Ausbruch des Vesuv, der Pompeji und Herkulaneum zerstörte; das E. in den Mittelmeerländern von 19 u. 526, bei denen beidesmal an 120,000 Menschen umkamen; das E. von Neapel vom 18. Dez. 1631, dem 3000 Menschen zum Opfer fielen; das E. von Jamaika vom 7. Juni 1692 zerstörte Port-Royal und tötete 3000 Menschen; 1693 wurden durch ein E. in Sizilien 54 Städte, darunter Catania, und 300 Dörfer vernichtet und mehr als 60,000 Menschen getötet; 28. Okt. 1724 wurden durch das E. von Lima diese Stadt und Callao zerstört und 18,000 Einw. unter den Trümmern verschüttet; das E. von Lissabon vom 1. Nov. 1755 wurde[902] über ein Zwölftel der ganzen Erdoberfläche hin bemerkt, es zerstörte die Stadt Lissabon und vernichtete an 60,000 Menschen; das E. von Kalabrien vom 5. Febr. 1783 zerstörte zahlreiche Städte und Dörfer und tötete über 30,000 Menschen; von dem E. von Riobamba vom 4. Febr. 1797 wurden besonders Ecuador und Peru (Quito und Cuzko) heimgesucht und an 40,000 Menschen getötet; das E. von Caracas vom 26. März 1812 forderte mehr als 20,000 Tote; 11. Jan. 1839 wurde Fort de France auf Martinique durch ein C. zerstört und 700 Menschen getötet; 13. Aug. 1868 verwüstete ein E. Arica, Iquique, Tacna und andre Städte in Peru und Ecuador und vernichtete an 70,000 Menschen und Eigentum im Werte von 1200 Mill. Mk.; durch das E. von Chios vom 3. April 1880 wurden 14,000 Häuser zerstört und 3541 Menschen getötet; das E. vom 27. Aug. 1883 und die Flutwelle, die den Ausbruch des Krakatau begleitete, zerstörte die Stadt Andscher auf Java u. tötete an 35,000 Menschen; dem E. von Ischia vom 28. Juli 1883 fielen Casamicciola und 2400 Menschen zum Opfer; dem E. von Owari-Mino in Zentraljapan vom 28. Okt. 1891 über 200,000 Gebäude und 7000 Menschen (der Gesamtschaden bezifferte sich auf mehr als 90 Mill. Mk.); durch das E. an der Nordküste der japanischen Insel Nipon vom 15. Juni 1896 kamen an 27,000 Menschen um; ein E. im Februar 1902 zerstörte Schemacha im Kaukasus und tötete 4000 Menschen; ein E. vom 18. April 1902 suchte Guatemala heim, zerstörte viele Orte und forderte zahlreiche Menschenleben; ein E., verbunden mit einem gleichzeitigen Ausbruch des Vulkans Mont Pelé, vom 8. Mai 1902 vernichtete St.-Pierre auf Martinique mit über 20,000 Einw.

Die Ursachen der E. können verschiedene sein. Die meisten Geologen, die sich neuerdings mit der Erdbebenfrage beschäftigt haben, unterscheiden drei Arten von E.: 1) Vulkanische E., ausnahmslos an erumpierende Vulkane und ihre nächste Umgebung geknüpft, also von ganz lokalem Charakter. 2) Einsturzbeben, Folgen unterirdischer Auswaschungen. Starke Wirkungen an den betreffenden Orten, aber, dem gewöhnlich ganz flach liegenden Zentrum entsprechend, kein großes Erschütterungsgebiet sind der allgemeine Charakter dieser E. In einer vulkanischen Gegend auftretende E. können, wenn die vulkanische Tätigkeit als erloschen anzusehen ist, auch wohl Einsturzbeben sein, wie z. B. die E., die Ischia 1881 und 1883 betroffen haben, von Palmieri und v. Lasaulx auf Unterwaschungen durch Thermen zurückgeführt wurden, während Mercalli sie als vulkanische E. deutete. 3) Tektonische oder Dislokationsbeben, die weitaus meisten E. mit den größten Erschütterungsgebieten. Sie spielen sich längs bestimmter Linien (Erdbebenlinien oder Schütterlinien) ab, die wiederholt von E. heimgesucht werden und entweder großen Kettengebirgen parallel liegen (Longitudinal-E.) oder zu der Gebirgsachse rechtwinklig verlaufen (Transversal-E.). Derartige E. zeigen, daß Verschiebungen und Zerreißungen in der Erdkruste noch fortdauern; sie sind in weitaus den meisten Fällen an alte Dislokationslinien gebunden, stehen also mit der Gebirgsbildung in kausalem Zusammenhange. Der Umstand, daß viele Schüttergebiete reich an vulkanischen Erscheinungen sind, deren Ursache ebenso wie bei den Dislokationen in der Gebirgsbildung gesucht werden muß, ist der Grund dafür, daß tektonische E. häufig fälschlich als vulkanische bezeichnet werden. Wenn aber das Zentrum der E. in einer Tiefe von 30–60 km und mehr liegt, wo bei der Annahme einer geothermischen Tiefenstufe von 40 m eine Temperatur von mindestens 750–1500° herrscht, so kann, wie Gerland richtig bemerkt, das E. unmöglich ein tektonisches sein; in jener Tiefe wären ja bei dem dort vorhandenen hohen Atmosphärendruck die Gesteine bereits plastisch oder flüssig, und zudem wäre dort eine so große Spannung, daß ein Absinken von Gebirgsstücken etc. völlig unmöglich wäre. Bei solchen E. befinden sich nach Gerland die seismischen Zentren in den Übergangszonen zwischen den verschiedenen Aggregatzuständen (s. Erde, S. 909); hier sollen die Erdbebenstöße entstehen als eine Folge von Explosionen, die mit dem plötzlichen Übergang von Gas in Flüssigkeit (wie z. B. von Wasserstoff und Sauerstoff in Wasser) verbunden sind. Wenn derartige Explosionen heftig auftreten, so können sich auch in der festen Erdrinde Kräfte auslösen, Verschiebungen und Abrutschungen fester Massen und Einstürze von Gewölben hervorrufen und so als tektonische Beben erscheinen; indessen sind dies oftmals erst durch das E. hervorgebrachte sekundäre Erscheinungen. – Liegt das Epizentrum im Meer, so entstehen Wasserbeben (Seebeben), die von Schiffen als Erzittern der Wasserfläche und, je nachdem sie sich über dem Epizentrum oder entfernter von demselben befinden, als sukkussorische oder vorwiegend undulatorische Bewegungen empfunden werden; auch magnetische Störungen treten häufig dabei auf. Während die eigentlichen Seebeben durch seismische Erschütterung des Meeresbodens verursacht werden, seltener durch gleichzeitige submarine vulkanische Eruptionen, die sich nur dann, wenn sie sich in nicht allzu großer Tiefe vollziehen, durch donnerartiges Getöse, Ausstoßen von Dampf-, Feuer- und Rauchsäulen, Emporschleudern von Lava- und Bimssteinmassen und hohen Wassersäulen oder wenigstens durch ein Aufwallen und auffallende Temperatursteigerung des Wassers verraten, entstehen die Flutwellen durch Übertragung der E. auf die Meere. Von diesen ist namentlich die an das südamerikanische E. vom 13. Aug. 1868 sich anknüpfende durch Hochstetter gut studiert. Die Geschwindigkeit, mit der sie sich fortpflanzte, war abhängig von der Meerestiefe; sie betrug für den Weg von Arica bis Valdivia (2634 km, die in 5 Stunden zurückgelegt wurden) 527 km, für den Weg von Arica nach Honolulu (10,350 km in 12 Stunden 37 Minuten) 820 km in der Stunde. Flutwellen sind ferner durch das E. von Iquique 1877 (Geinitz) erzeugt worden sowie durch das E., das auf die furchtbare Eruption des Krakatau 1883 zurückführbar ist (vgl. Karte). Bei dem letztgenannten E. wurde auch erstmalig die Mitleidenschaft der Atmosphäre in einer die ganze Erde mehrmals umziehenden Luftwelle nachgewiesen (Förster, Lockyer).

Aus unsrer Karte ist die geographische Verbreitung der seismischen und vulkanischen Erscheinungen über die ganze Erde ersichtlich. Die Häufigkeit und die Intensität der E., die sogen. seismische Tätigkeit, ist im allgemeinen dort die größte, wo noch in jüngster Zeit die größten tektonischen Umwälzungen sich vollzogen haben. So liegen in Europa die Hauptschüttergebiete innerhalb der Alpen und Karpathen, in Griechenland, Italien, zumal in Kalabrien und in der Umgebung vom Vesuv und Ätna; in Asien in dem Gebiet des Kaukasus bis zum Himalaja und besonders in Japan, wo durchschnittlich jährlich an 600 E. beobachtet werden; in Amerika im zentralen Teil und längs der pazifischen Küste von Südamerika. Im Atlantischen Ozean äußert sich die seismische Energie in mehreren Gebieten besonders stark. Zu beiden[903] Seiten des Äquators vom 16.–31.° westl. L. liegt eine Zone, die durch einen erdbebenfreien, etwa 3° breiten Raum in zwei Abteilungen getrennt ist; die östliche größere ist als äquatoriales Gebiet bezeichnet, während die westliche, östlich vom St. Paulsfelsen gelegene, die seismische Zone des St. Paulsfelsens heißt (s. Karton auf der Karte). Die Azoren bilden ein zweites Zentrum, in dem die seismischen und vulkanischen Kräfte in voller Tätigkeit sind; ein drittes liegt in der westindischen und Virginentiefe. Die Häufigkeit und Intensität in der Äußerung der seismischen und eruptiven Kräfte ist nicht von der Entfernung von tätigen oder erloschenen Vulkanen abhängig. Es gibt habituelle Stoßgebiete und ganz seebebenfreie Meeresteile; außerden: treten Seebeben vereinzelt und zerstreut über den Ozean auf. Einen großen Wert für die Kenntnis der E. besitzen statistische Angaben (Erdbebenkataloge etc.), sofern sie sich nicht bloß auf Angaben des Datums beschränken, sondern eine möglichst vollständige Schilderung aller begleitenden Erscheinungen geben. Besonders wichtig aber sind die Erdbebenstationen oder seismischen Institute, wie sie schon seit längerer Zeit in häufig erschütterten Ländern, wie in Japan und Italien, existieren und auch in der Schweiz, in Griechenland, der Türkei, in Österreich, England, Belgien, Nordamerika sowie in jüngster Zeit auch in Deutschland (und Frankreich) eingerichtet sind, weil diese sich die exakte Erforschung der seismischen Erscheinungen innerhalb des ihnen zugewiesenen Arbeitsgebiets zur Aufgabe stellen, und in regelmäßig erscheinenden Zeitschriften die Ergebnisse ihrer Forschungen, übersichtlich zusammengestellt, einem größern Interessenkreise zugänglich machen. Die 1899 gegründete internationale seismologische Gesellschaft bezweckt zunächst die Einrichtung von Erdbebenstationen, namentlich in den Ländern, die nur wenige oder noch gar keine besitzen, ferner Einheit in der Beobachtung und den Beobachtungsinstrumenten sowie eine Konzentration der Veröffentlichungen der verschiedenen Stationen in jährlichen, chronistisch gehaltenen Heften. Die kaiserliche Zentralstation für Erdbebenforschung in Straßburg, gegründet 1900, soll zugleich die Zentralstelle für die internationalen seismischen Untersuchungen sein, von der die von allen Erdbebenstationen der Erde eingesandten Mitteilungen in einheitlichem Sinn bearbeitet und die kritische Zusammenstellung aller eingeschickten Stationsbeobachtungen möglichst rasch ausgeführt und veröffentlicht wird. Irgend welche Aussicht, jemals mit einer gewissen Wahrscheinlichkeit zukünftige E. vorauszusagen, besteht aber zurzeit nicht. Untrügliche Anzeichen der E. gibt es nicht, und alles, was früher über solche berichtet wurde, ist irrtümlich und bezieht sich auf zufälliges Zusammentreffen ursachlich fremdartiger Erscheinungen. Vgl. Hörnes, Erdbebenkunde (Leipz. 1893); S. Günther, Handbuch der Geophysik (2. Aufl., Stuttg. 1897; dort weitere Literatur).