Erdbebenwellen und ihre Wirkungen

Bricht das Gestein an einer tektonischen Störung unter dem Druck der aufgestauten Spannung, wird die freiwerdende Energie in Form von Wellen abgegeben – die Erde bebt. Die häufig wahrgenommene Abfolge von Schütteln, Rollen und Schaukeln bei einem Beben geht auf unterschiedlich schnell aufeinanderfolgende Wellenformen zurück.

P- und S-Wellen

Bei den sich am schnellsten ausbreitenden Wellen – den P- oder Primärwellen – schwingen die Gesteinspartikel – ähnlich wie bei Wasserwellen in einem Teich – in ihrer Ausbreitungsrichtung, das Gestein wird wechselweise komprimiert und gedehnt. Im Gegensatz zu Wasser oder Luft kann Gestein aber auch transversal schwingen. Bei dieser Schwingung, den sogenannten Transversal- oder S-Wellen, bewegen sich die Bodenteilchen quer zur Ausbreitungsrichtung der Wellen hin und her. Das Gestein wird dadurch horizontal oder vertikal verformt und geschüttelt.

Beide Wellenformen schwingen in einem Frequenzbereich zwischen 0,1 bis 30 Hertz. Während die P-Wellen sich in Flüssigkeiten und fester Materie gleichermaßen fortpflanzen können, kann sich die S-Welle nur in festem scherbaren Gestein ausbreiten und wird daher von den flüssigen Bereichen des Erdinneren „geschluckt“. Die P-Wellen pflanzen sich mit 6 bis 13 km/sec fast doppelt so schnell fort wie die S-Wellen, die pro Sekunde nur zwischen 3,5 und 7,4 Kilometer zurücklegen. Aus dem zeitlichen Abstand der beiden Wellentypen in einem Seismogramm läßt sich die Entfernung des Bebenherdes bzw. die Herdtiefe berechnen.

Oberflächenwellen

Erreichen die S- und P-Wellen die Oberfläche oder die Grenzschicht einer geologischen Struktur, werden sie reflektiert oder aber in andere Wellenformen, die sogenannten Oberflächenwellen, umgewandelt. Bei diesen wird die Energie ausschließlich entlang oder nahe der Oberfläche geleitet, tiefer im Untergrund ist die Gesteinsbewegung meist nur minimal.

Es werden zwei Haupttypen von Oberflächenwellen unterschieden: die Love-Wellen, benannt nach dem englischen Physiker Augustus E.H. Love, verformen das Gestein in horizontaler Richtung. Durch ihre oft großen Amplituden gehören diese seitlichen Schwingungen des Bodens zu den zerstörerischten Wellen eines Bebens, da sie besonders an Gebäuden enorme Schäden anrichten können.

Der 1885 zuerst von Lord Rayleigh beschriebene und nach ihm benannte zweite Typ von Oberflächenwellen erzeugt die häufig beschriebenen rollenden Bewegungen des Untergrunds während eines Bebens. Während einer Rayleigh-Welle bewegen sich die Gesteinspartikel elliptisch auf einer vertikalen Ebene.

Erst auf und ab, dann seitlich rüttelnd

Da alle diese Wellen eine jeweils leicht unterschiedliche Laufzeit haben, besteht ein Erdbeben eigentlich aus einer Abfolge unterschiedlicher Bodenbewegungen. Die zuerst eintreffenden P-Wellen erzeugen eine Auf- und Abbewegung des Bodens, richten aber meist keine großen Zerstörungen an. Einige Zeit später folgt das heftige seitliche Rütteln der horizontalen und vertikalen S-Wellen, das etwas länger anhält als die P-Wellen.

Kurz darauf treffen die Love-Wellen gefolgt von den Rayleigh-Wellen ein. Die bebenden und rollenden Bewegungen dieser Oberflächenwellen halten relativ lange an und bilden den Hauptteil eines Erdbebens. Den Abschluß eines Bebens bildet meist eine Mischung aus den unterschiedlichen Wellentypen, die durch mehrfache Brechung und komplexe Gesteinsstrukturen erst verzögert eintreffen.

Lokalisierung des Bebenherds

Aus der unterschiedlichen Laufzeit von P- und S-Wellen kann mittels Triangulation die Lage des Epizentrums, unter Umständen sogar des Hypozentrums, ermittelt werden. Da eine P-Welle etwa doppelt so schnell ist wie eine S-Welle, wächst der zeitliche Abstand, mit der die Wellen am Seismographen eintreffen, mit der Entfernung, die sie zurückgelegt haben.

Wird ein Erdbeben von drei seismologischen Stationen registriert, die in unterschiedlichen Richtungen vom Ausgangspunkt des Bebens liegen, entspricht der Punkt, an dem sich die drei ermittelten Entfernungsradien überschneiden, dem Epizentrum des Erdbebens. Will man zusätzlich das Hypozentrum ermitteln, ist entweder eine Messung an einer vierten Station nötig oder aber drei Meßstationen müssen zusätzliche P- und S-Wellen registrieren. Durch eine Vernetzung seismischer Stationen über Kabel oder mit Hilfe genormter Zeitmarken in den Seismogrammen können auch entfernte Beben genauer lokalisiert werden.