Die Physik zeigt uns, dass Energie immer in Wellen übertragen wird. Jede Welle hat einen Hochpunkt, der als Scheitelpunkt bezeichnet wird, und einen Tiefpunkt, der als Talpunkt bezeichnet wird. Die Höhe einer Welle von der Mittellinie bis zu ihrem Scheitelpunkt ist ihre Amplitude. Der Abstand zwischen den Wellen von Scheitel zu Scheitel (oder von Tal zu Tal) ist die Wellenlänge.
Die Energie von Erdbeben wird in seismischen Wellen übertragen, die im Kapitel „Plattentektonik“ behandelt wurden. Das Studium der seismischen Wellen wird als Seismologie bezeichnet. Seismologen nutzen seismische Wellen, um etwas über Erdbeben und das Erdinnere zu erfahren. Die beiden Arten von seismischen Wellen, die in „Plattentektonik“ beschrieben werden, P-Wellen und S-Wellen, werden als Körperwellen bezeichnet, weil sie sich durch den festen Erdkörper bewegen. P-Wellen bewegen sich durch Festkörper, Flüssigkeiten und Gase. S-Wellen bewegen sich nur durch Festkörper. Oberflächenwellen bewegen sich entlang des Bodens, vom Epizentrum eines Erdbebens auswärts. Oberflächenwellen sind die langsamsten aller seismischen Wellen und bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 2,5 km pro Sekunde. Bei einem Erdbeben erzeugen Körperwellen scharfe Stöße, während die rollenden Bewegungen der Oberflächenwellen die meisten Schäden bei einem Erdbeben verursachen.
Messung der Stärke
Seismogramme zeichnen seismische Wellen auf. Im Laufe des letzten Jahrhunderts haben Wissenschaftler verschiedene Methoden zur Messung der Erdbebenstärke entwickelt. Die derzeit anerkannte Methode ist die Momentmagnituden-Skala, die die Gesamtenergiemenge misst, die von einem Erdbeben freigesetzt wird. Ein Seismograph erzeugt eine grafische Darstellung der seismischen Wellen, die er empfängt, und zeichnet sie in einem Seismogramm auf. Seismogramme enthalten Informationen, anhand derer man feststellen kann, wie stark ein Erdbeben war, wie lange es dauerte und wie weit es entfernt war. Moderne Seismometer zeichnen die Bodenbewegungen mit elektronischen Bewegungsmeldern auf. Die Daten werden dann digital auf einem Computer gespeichert.
Wenn ein Seismogramm P-Wellen und Oberflächenwellen, aber keine S-Wellen aufzeichnet, war der Seismograph auf der anderen Seite der Erde vom Erdbeben entfernt, weil diese Wellen nicht durch den flüssigen Erdkern laufen können. Um das Epizentrum eines Erdbebens zu lokalisieren, müssen die Wissenschaftler zunächst die Entfernung des Epizentrums von drei verschiedenen Seismographen aus bestimmen. Je länger die Zeit zwischen dem Eintreffen der P-Welle und der S-Welle ist, desto weiter ist das Epizentrum entfernt. Die Differenz zwischen den Ankunftszeiten der P- und S-Wellen bestimmt also die Entfernung zwischen dem Epizentrum und einem Seismometer. Diese Animation zeigt, wie die Entfernung anhand von P-, S- und Oberflächenwellen bestimmt wird.
Der Wissenschaftler zeichnet dann einen Kreis mit einem Radius, der der Entfernung vom Epizentrum für diesen Seismographen entspricht. Das Epizentrum liegt irgendwo auf diesem Kreis. Dies wird für drei Orte durchgeführt. Werden die Daten von zwei Seismographen verwendet, schneiden sich die beiden Kreise in zwei Punkten. Ein dritter Kreis schneidet die beiden anderen Kreise in einem einzigen Punkt. Dieser Punkt ist das Epizentrum des Erdbebens. Obwohl diese Technik jahrzehntelang nützlich war, ist sie inzwischen durch digitale Berechnungen ersetzt worden. In dieser Animation werden zehn Erdbeben von seismischen Stationen aufgezeichnet.
Messung von Erdbeben
Die Menschen haben schon immer versucht, die Größe von Erdbeben und die von ihnen verursachten Schäden zu bestimmen. Seit Anfang des 20. Jahrhunderts gibt es drei Methoden Die älteste dieser Skalen ist die Mercalli-Intensitätsskala. Die Erdbeben werden anhand dessen beschrieben, was die Anwohner spürten und welche Schäden an den Gebäuden in der Nähe entstanden sind. Diese Skala ist eher qualitativ, da sie auf sichtbaren Schäden und nicht auf der tatsächlichen Energie basiert, die durch das Erdbeben freigesetzt wird. Mit der Erfindung der Seismographenstation wurde die Richter-Magnitudenskala geschaffen. Diese Skala wurde 1935 von Charles Richter entwickelt und verwendet ein Seismometer, um die Stärke des größten Energiestoßes zu messen, der bei einem Erdbeben freigesetzt wird. Heute ist die Richter-Skala durch die Momenten-Magnituden-Skala ersetzt worden. Die Momenten-Magnituden-Skala misst die Gesamtenergie, die bei einem Erdbeben freigesetzt wird. Die Momentenmagnitude wird aus der Bruchfläche der Verwerfung und der Entfernung, die der Boden entlang der Verwerfung zurückgelegt hat, berechnet. Die Richter- und die Momentenmagnitudenskala sind logarithmisch. Die Amplitude der größten Welle verzehnfacht sich von einer ganzen Zahl zur nächsten. Ein Anstieg um eine ganze Zahl bedeutet, dass dreißigmal mehr Energie freigesetzt wurde. Wie ist die Amplitude der größten seismischen Welle eines Erdbebens der Stärke 5 im Vergleich zur größten Welle eines Erdbebens der Stärke 4? Wie verhält sie sich im Vergleich zu einem Beben der Stärke 3? Die Amplitude der größten seismischen Welle eines Bebens der Stärke 5 ist 10-mal so groß wie die eines Bebens der Stärke 4 und 100-mal so groß wie die eines Bebens der Stärke 3.
Jede Skala hat ihre Vorteile. Wie oben erwähnt, basiert die Mercalli-Intensitätsskala darauf, wie viel Schaden jemand sehen würde. Dies ist jedoch relativ, da es an manchen Orten strenge Bauvorschriften gibt und das darunter liegende Gesteinsmaterial die Bodenerschütterungen beeinflusst, ohne die im Brennpunkt freigesetzte Energie zu verändern. Auf der Richterskala wird ein einzelner starker Stoß höher bewertet als ein sehr langes, intensives Erdbeben, das mehr Energie freisetzt. Die Momenten-Magnituden-Skala spiegelt die freigesetzte Energie und den verursachten Schaden genauer wider. Heute verwenden die meisten Seismologen die Momenten-Magnituden-Skala.