Vulkane und Erdbeben: Wo entstehen sie?

Was der Block zeigt

Warum reihen sich Vulkane an manchen Küsten aneinander, während andere Orte beben, aber nie ausbrechen? Die Antwort liegt größtenteils an den Rändern der Platten, den Gesteinsschollen, aus denen die äußere Hülle der Erde besteht. Das Modell oben schneidet einen Block aus dieser Hülle heraus und lässt Sie zwischen den drei Arten von Plattenrändern wechseln.

Der Block misst von Westen nach Osten 440 km, von Norden nach Süden 180 km und ist 150 km tief. Er ist maßstabsgetreu dargestellt, wobei eine Bildschirmeinheit in jeder Richtung 200 km entspricht. Deshalb ist der Ozean nur ein dünner Wasserfilm an der Oberfläche und die Kruste ein schmales Band. Der Vulkan, die Zaunpfosten, die Stationen und der Versatz an der Transformverwerfung sind zur besseren Sichtbarkeit vergrößert.

Drücken Sie auf Wiedergabe, und das Modell durchläuft einen kurzen Zyklus. Die Platten bewegen sich, an der roten Markierung entsteht ein Erdbeben, und seine Wellen breiten sich zu drei seismischen Stationen an der Oberfläche aus. Das Feld oben links zeigt die Magnitude, die Energie und die seit dem Beben vergangene Zeit. Die Seismogramme unten rechts zeichnen auf, was jede Station spürt. Sobald die S-Welle alle Stationen erreicht hat, erscheinen farbige Kreise an der Oberfläche und zeigen, wo das Beben gewesen sein muss.

Warum Platten an einem Rücken auseinanderweichen

Stellen Sie den Regler „Plattengrenze“ auf „Divergent“, und ein mittelozeanischer Rücken erscheint. Zwei Platten bewegen sich voneinander weg, und heißes Mantelgestein steigt von unten auf, um die Lücke zu füllen. Aufsteigendes Gestein verliert schneller Druck als Wärme, sodass ein Teil davon schmilzt. Die Schmelze sammelt sich in einer dünnen Linse wenige Kilometer unter dem Meeresboden, tritt am Rücken als Lava aus und erstarrt zu neuer, etwa 7 km dicker ozeanischer Kruste.

Am Rücken ist die neue Platte heiß und dünn. Beim Entfernen kühlt sie ab und wird dicker, weshalb sich die grüne Schicht im Modell zu beiden Enden hin verbreitert. Durch das Abkühlen wird das Gestein auch dichter, sodass der Meeresboden absinkt: Das Modell hat eine Grundtiefe des Rückens von 2,5 km zuzüglich eines 1 km tiefen zentralen Grabens. Die Mitte liegt somit 3,5 km tief; die Ränder des Blocks liegen 5 km tief.

Die Spreizung verläuft langsam. Der U.S. Geological Survey nennt für den Mittelatlantischen Rücken durchschnittlich etwa 2,5 cm pro Jahr, also 25 km in einer Million Jahren. Der Ostpazifische Rücken nahe der Osterinsel spreizt sich mit mehr als 15 cm pro Jahr. Erdbeben an Rücken sind flach, weil das Gestein schon wenige Kilometer unter der Oberfläche zu heiß ist, um zu brechen.

Wo eine Platte unter eine andere taucht

Bewegen Sie den Regler auf „Konvergent“. Nun trifft links eine ozeanische Platte auf einen Kontinent rechts. Alte ozeanische Platten sind kalt und dicht, während kontinentale Kruste dick und leicht ist. Deshalb biegt sich die ozeanische Platte an einem Tiefseegraben nach unten und sinkt in den Mantel. Das ist eine Subduktionszone. Im Modell krümmt sich die Platte über 70 km gleichmäßig und taucht dann mit konstanten 35° ab.

Die Platten gleiten nicht reibungslos aneinander vorbei. Die Oberseite der abtauchenden Platte haftet an der darüberliegenden Platte, Verformung baut sich auf, und der Kontakt bricht in Erdbeben auf. Einige der größten jemals aufgezeichneten Erdbeben ereigneten sich an Subduktionszonen. Weiter unten entstehen weiterhin Erdbeben im Inneren der Platte, sodass Seismologen ihre Form anhand der Bebenorte nachzeichnen können. Dieses geneigte Erdbebenband heißt Wadati-Benioff-Zone und kann etwa 670 km tief reichen. Der USGS bezeichnet Erdbeben von der Oberfläche bis 70 km als flach, von 70 bis 300 km als mitteltief und darunter als tief.

Wie eine abtauchende Platte einen Vulkan erzeugt

Eine subduzierende Platte schmilzt nicht einfach deshalb, weil sie heißer wird. Was sie mit in die Tiefe bringt, ist Wasser. Meerwasser dringt in die ozeanische Kruste ein und reagiert mit ihren Mineralen, wobei das Wasser in Kristallen wie Serpentin gebunden wird. Beim weiteren Absinken zerfallen diese Minerale und setzen das Wasser frei. Es steigt in den heißen Mantelkeil über der Platte auf, und Wasser senkt die Temperatur, bei der Gestein zu schmelzen beginnt. Geologen nennen dies fluidinduziertes Schmelzen.

Das Magma ist leichter als das umgebende Gestein. Deshalb steigt es durch den Mantelkeil und die Kruste, sammelt sich in einer Magmakammer und tritt an der Oberfläche aus. Die Vulkane bilden eine Reihe parallel zum Tiefseegraben, einen Vulkanbogen. Lehrbücher verorten den Bogen über der Stelle, an der die Platte ungefähr 120 km tief liegt, obwohl eine weltweite Studie je nach Vulkanbogen Tiefen von etwa 65 bis 130 km fand. Das Modell verwendet 120 km. Bei einer Neigung von 35° erreicht die Platte diese Tiefe etwa 170 km vom Graben entfernt, und dort steht der halbe Vulkan. Die Anden und die Kaskadenkette entstanden auf diese Weise.

Warum eine Transformverwerfung erst haftet und dann gleitet

Die dritte Einstellung ist „Transform“. Hier gleiten die Platten entlang einer senkrechten Verwerfung seitlich aneinander vorbei. Kruste wird weder gebildet noch zerstört. Deshalb gibt es keine Vulkane, aber zahlreiche Erdbeben. Das bekannte Beispiel ist die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien. Der USGS beschreibt sie als etwa 1300 km lang; die Pazifische Platte schiebt sich dort im Durchschnitt mit etwa 5 cm pro Jahr an der Nordamerikanischen Platte vorbei.

Weit von der Verwerfung entfernt bewegen sich die Platten ständig. Nahe der Verwerfung hält Reibung die beiden Seiten zusammen. Das Gestein dazwischen verbiegt sich deshalb, wie die Zäune im Modell. Während der Zyklus läuft, können Sie ihre Krümmung beobachten. Wenn die gespeicherte Verformung größer wird, als die Reibung halten kann, gleitet die Verwerfung schlagartig. Das verbogene Gestein federt zurück, und jeder Zaun besteht schließlich aus zwei geraden Stücken, die an der Verwerfung gegeneinander versetzt sind. Die dabei freigesetzte Energie ist das Erdbeben.

Diese Vorstellung heißt elastische Rückfederung. Harry Fielding Reid schlug sie nach dem Erdbeben von San Francisco 1906 vor, nachdem er untersucht hatte, wie sich der Boden entlang der San-Andreas-Verwerfung in den 50 Jahren vor dem Beben bewegt hatte. Seitdem durchgeführte GPS-Messungen stützen sie weitgehend. Im Modell ist der Versatz um einen Faktor von mehreren Tausend vergrößert. Ein großes Erdbeben verschiebt eine Verwerfung um Meter, was in diesem Maßstab viel dünner als ein Bildpunkt wäre.

P-Wellen und S-Wellen

Wenn die Verwerfung aufbricht, breiten sich zwei verschiedene Arten von Wellen durch das Gestein aus. Die P-Welle staucht und dehnt das Gestein in ihrer Ausbreitungsrichtung, ähnlich einem Stoß entlang einer Menschenreihe. Die S-Welle schüttelt das Gestein seitwärts. P-Wellen sind schneller und kommen immer zuerst an. Daher stammen die Buchstaben: primär und sekundär.

Das Modell verwendet überall eine Geschwindigkeit je Wellenart: 6,0 km/s für P und 3,5 km/s für S. Das sind typische Werte für die obere Kruste. Schalten Sie „Einblick“ ein, um zu beobachten, wie die beiden Wellenfronten unterirdisch als Kugeln wachsen. Die farbigen Ringe an der Oberfläche markieren, wo jede Kugel den Boden erreicht hat.

Entfernung aus der S-P-Zeit bestimmen

Eine Station weiß, wann jede Welle angekommen ist, aber nicht, wann sich das Erdbeben ereignet hat. Trotzdem kann sie berechnen, wie weit das Beben entfernt ist, weil der Abstand zwischen den beiden Ankünften mit der Entfernung wächst. Ist die Entfernung zum Hypozentrum d, dann gilt:

• P-Ankunft: t_P = d / v_P
• S-Ankunft: t_S = d / v_S
• S-P-Zeit: t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

Durch Umstellen der letzten Zeile ergibt sich d = (S-P-Zeit) × v_P·v_S / (v_P - v_S). Mit den hier verwendeten Geschwindigkeiten gilt 6,0 × 3,5 / (6,0 - 3,5) = 21 / 2,5 = 8,4 km/s. Jede Sekunde S-P-Zeit entspricht also 8,4 km Entfernung. Schulbücher und Feldgeologen runden dies auf 8 km/s. Unsere Stationen verwenden absichtlich den gerundeten Wert, damit Sie die Folgen erkennen können: Die Entfernungen fallen um 5 Prozent zu kurz aus.

Der Faktor hängt vom Gestein ab. Beträgt die S-Geschwindigkeit 1/√3 der P-Geschwindigkeit, eine verbreitete Annahme, ergibt sich bei einer P-Geschwindigkeit von 6,0 km/s ein Faktor von 8,2 km/s. Die tatsächliche Seismologie geht weiter. Sie verwendet statt einer einzigen Geschwindigkeit Laufzeittabellen aus geschichteten Erdmodellen, weil Wellen mit der Tiefe schneller werden und manche schnellere Wege durch den Mantel nehmen.

Die so ermittelte Entfernung ist der Abstand zum Hypozentrum, dem unterirdischen Punkt, an dem der Bruch begann. Bei einem flachen Beben liegt sie nahe an der Entfernung zum Epizentrum, dem Oberflächenpunkt unmittelbar darüber.

Drei Kreise bestimmen das Epizentrum

Eine Station liefert eine Entfernung, aber keine Richtung. Das Beben könnte irgendwo auf einem Kreis um sie liegen. Zwei Stationen grenzen es auf zwei Punkte ein. Drei Stationen legen es fest.

Das Modell zeichnet die Kreise wie auf Papier: Ihr Radius ist die Entfernung zum Hypozentrum. Weil das Beben unterirdisch liegt, überlappen die Kreise, statt sich in einem Punkt zu treffen. Zeichnen Sie für jedes Kreispaar die Gerade durch seine beiden Schnittpunkte, seine gemeinsame Sehne. Die drei gemeinsamen Sehnen treffen sich in einem einzigen Punkt, und dieser Punkt ist das Epizentrum. Bei richtigen Entfernungen funktioniert dies exakt, weil jedes Radiusquadrat die quadrierte horizontale Entfernung um denselben Betrag, Tiefe², übersteigt. Die Radien selbst haben keinen konstanten Überschuss. Sobald das Epizentrum bekannt ist, folgt die Tiefe aus dem Satz des Pythagoras: Tiefe² = d² - r², wobei r die Entfernung der Station vom Epizentrum ist.

Mit der 8-km/s-Regel sind die Kreise etwas zu klein. Deshalb landet das schwarze Kreuz einige Kilometer vom roten Ring entfernt, und die Tiefe lässt sich möglicherweise gar nicht ermitteln. Die Anzeige zeigt sowohl den Fehler als auch die geschätzte Tiefe, während Sie das Beben verschieben.

Magnitude und Intensität sind verschiedene Größen

Der Magnitudenregler verändert eine Zahl für das gesamte Erdbeben. Die Magnitude beschreibt, wie viel Energie der Bruch freisetzte, und ist unabhängig vom Messort gleich. Die Skala ist logarithmisch: Eine Magnitudenstufe mehr bedeutet etwa 31,6-mal mehr Energie, zwei Stufen das 1000-Fache. Gutenberg und Richter schätzten die abgestrahlte Energie mit log₁₀ E ≈ 4,8 + 1,5 M ab, wobei E in Joule angegeben wird. Für M 5,8 ergibt das 10^13,5, etwa 3,2 × 10¹³ J.

Die Intensität ist etwas anderes. Sie beschreibt, wie stark der Boden an einem Ort bebte, beurteilt nach den Wahrnehmungen der Menschen und den Schäden. Dasselbe Erdbeben erzeugt nahe dem Epizentrum eine hohe und weit entfernt eine niedrige Intensität. Weicher Untergrund kann stärker schwingen als benachbartes Felsgestein. Korea meldet die Intensität auf der modifizierten Mercalliskala, geschrieben mit römischen Zahlen von I bis XII. Im Modell wird die Idee an den Seismogrammen sichtbar: Die Station, die dem Beben am nächsten liegt, zeichnet den größten Ausschlag auf. Dieser Ausschlag ist nur eine grobe relative Größe. Er nimmt mit der Entfernung ab und mit der Magnitude zu, ist aber keine echte Intensitätsberechnung.

Die Erdbeben von Gyeongju 2016 und Pohang 2017

Korea liegt innerhalb der Eurasischen Platte, weit von jeder Plattengrenze entfernt. Dennoch erreicht die Spannung der umgebenden Platten seine Verwerfungen. Laut Korea Meteorological Administration (KMA) ereignete sich das Erdbeben von Gyeongju am 12. September 2016 um 20:32:54 KST, 8,7 km südsüdwestlich von Gyeongju, in etwa 15 km Tiefe. Seine Magnitude betrug 5,8, die größte seit Beginn der Erdbebenberichte der KMA 1978. Am selben Abend um 19:44:32 war ein Vorbeben der Magnitude 5,1 aufgetreten. Die maximale Intensität betrug VI. Die KMA vermutet als Ursache eine horizontale Verschiebung an einer Verwerfung in der Yangsan-Verwerfungszone, dieselbe Blattverschiebung wie bei der Transform-Einstellung dieses Modells.

Das Erdbeben von Pohang am 15. November 2017 ereignete sich um 14:29:31 KST, 8 km nördlich von Buk-gu, Pohang, in etwa 7 km Tiefe. Es hatte Magnitude 5,4, die zweitgrößte seit 1978, und ebenfalls die maximale Intensität VI. Die beiden Beben unterscheiden sich um 0,4 Magnitudenstufen. Das bedeutet 10^(1,5 × 0,4) ≈ 4-mal mehr Energie für Gyeongju, dennoch erreichten beide dieselbe höchste Intensität. Intensität hängt von Tiefe, Entfernung und Untergrund ab, nicht nur von der freigesetzten Energie.

Nachprüfbare Zahlen

Nehmen Sie die Transform-Einstellung mit dem Beben 20 km westlich der Mitte in 12 km Tiefe. Station B liegt 20 km östlich und 70 km nördlich, sodass die Entfernung zum Hypozentrum √(40² + 70² + 12²) = 81,5 km beträgt.

Mit den 8,4-km/s-Entfernungen treffen sich die gemeinsamen Sehnen genau im tatsächlichen Epizentrum, und die Tiefe ergibt 12 km. Mit den 8-km/s-Entfernungen treffen sie sich 8,5 km entfernt, und die Kreise sind zu klein, um eine Tiefe zu liefern.

Weitere Prüfungen: Eine 100 km entfernte Station empfängt die P-Welle nach 16,7 s und die S-Welle nach 28,6 s, eine S-P-Zeit von 11,9 s. Multipliziert mit 8 ergibt das 95 km. Das Energieverhältnis einer Magnitudenstufe ist 10^1,5 = 31,6, und eine Zunahme um 0,2 verdoppelt die Energie beinahe (10^0,3 = 2,0).

Was das Modell auslässt

• Die Wellengeschwindigkeiten sind überall gleich. Tatsächliche Wellen werden mit der Tiefe schneller und gekrümmt, weshalb reale Ortungen Laufzeittabellen verwenden.
• Die Kreise sind eben, und die Stationen liegen auf Meereshöhe. Echte Ortungsprogramme passen Ankunftszeiten von Dutzenden Stationen gleichzeitig an.
• Die drei Grenzen sind getrennt. Auf der wirklichen Erde verbinden Transformverwerfungen gewöhnlich Rückenabschnitte, und Platten treffen in vielen Winkeln aufeinander.
• Der Vulkan, die Zäune und der Verwerfungsversatz sind übergroß dargestellt. Alles andere ist maßstabsgetreu.
• Das Schmelzen ist als Weg auf der Vorderfläche dargestellt. Echtes Magma bewegt sich über Tausende Jahre durch Risse und poröses Gestein.

Von der Verwerfungsfläche zur Momenten-Magnitude

Der Magnitudenregler verändert die Größe der gezeichneten Verwerfung nicht. Um seine Zahl mit einem physikalischen Bruch zu verbinden, verwenden Seismologen das seismische Moment M₀ = μ A D. Dabei ist μ der Schubmodul, ein Maß für die Gesteinssteifigkeit in Pascal; A ist die Fläche der verschobenen Verwerfung in Quadratmetern und D der mittlere Versatz in Metern. Die resultierende Einheit lautet N m. Obwohl sie dieselben Dimensionen wie ein Joule hat, ist das seismische Moment nicht die als seismische Wellen abgestrahlte Energie. Ein großer Teil der Arbeit beim Bruch fließt in Reibungswärme und das Aufbrechen von Gestein.

Nehmen Sie als angenommenes Beispiel μ = 30 Milliarden Pa, eine 10 km lange und 8 km breite Verwerfungsfläche und einen mittleren Versatz von 0,5 m. Zuerst wird die Fläche umgerechnet: 10.000 × 8000 = 80.000.000 m². Dann gilt M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0,5 = 1,2 × 10¹⁸ N m. Der USGS gibt die Beziehung zur Momenten-Magnitude als Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9,1] an, wenn das Moment in N m ausgedrückt ist. Einsetzen ergibt Mw ≈ (2/3)(18,079 − 9,1) ≈ 5,99, also etwa 6,0. Die Konstante wäre 16,1, wenn das Moment in dyn cm ausgedrückt würde. Das Übernehmen der Gleichung ohne ihre Einheiten würde deshalb eine völlig falsche Antwort ergeben.

Wird nur der Versatz verdoppelt, verdoppelt sich das Moment, doch Mw steigt nur um (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0,20. Werden Länge und Breite der Verwerfung verdoppelt, vergrößert sich die Fläche um den Faktor 4, und etwa 0,40 kommen hinzu. Eine Verdopplung aller drei Abmessungen dieses Bruchbeispiels verachtfacht das Moment und erhöht Mw um etwa 0,60. Eine Magnitudenstufe von 1 erfordert ein Momentenverhältnis von 10^1,5 ≈ 31,6. Dieses Verhältnis erscheint auch in der von der Anzeige verwendeten Näherungsbeziehung für abgestrahlte Energie. Dennoch werden Moment und Energie dadurch nicht zu austauschbaren Messgrößen.

Die oben genannten Zahlen für Gyeongju und Pohang sind Katalogmagnituden der KMA; sie dürfen nicht stillschweigend als Mw umbenannt werden. Verschiedene Magnitudenverfahren messen unterschiedliche Teile des Signals. Eine Magnitude soll die Quelle beschreiben und nicht die Position des Beobachters. Trotzdem können Schätzungen verschiedener Behörden voneinander abweichen und bei zusätzlichen Daten revidiert werden. Auch bedeutet eine Verzehnfachung der gemessenen Amplitude nicht, dass jedes Gebäude zehnmal so stark erschüttert wird. Instrumentenantwort, Wellenperiode und örtlicher Untergrund spielen alle eine Rolle.

Was eine VEI-Zahl misst

Ein Vulkan hat keine Erdbebenmagnitude für seinen Ausbruch. Der 1982 von Chris Newhall und Steve Self eingeführte Vulkanexplosivitätsindex (VEI) vergleicht explosive Ausbrüche anhand des Volumens ausgeworfener Fragmente zusammen mit Beobachtungen der Eruptionssäule und weiteren Belegen. Die insgesamt als Tephra bezeichneten Fragmente umfassen Asche und größere Stücke. Gemeint ist das Volumen lockeren ausgeworfenen Materials, nicht einfach das Volumen einer festen unterirdischen Magmakammer.

Nützliche untere Volumengrenzen sind 0,1 km³ für VEI 4, 1 km³ für VEI 5 und 10 km³ für VEI 6. Ein Kubikkilometer entspricht 1 Milliarde m³. Würde dieses Volumen gleichmäßig über 1000 km² verteilt, entstünde eine 1 m dicke Schicht. Das ist eine rechnerische Veranschaulichung, keine vorhergesagte Aschekarte: Wind sortiert Partikel, Ablagerungen werden mit der Entfernung dünner, und Täler sammeln Asche nicht gleichmäßig. Ab VEI 2 unterscheiden sich aufeinanderfolgende Volumenklassen gewöhnlich um den Faktor 10, nicht um das ungefähr 32-fache Energieverhältnis einer Erdbebenmagnitudenstufe. Die niedrigsten Kategorien haben andere Abstände.

Der USGS verwendet den Ausbruch des Mount St. Helens 1980 als Beispiel für VEI 5 und den Pinatubo-Ausbruch 1991 für VEI 6. Dies sind keine exakten Volumenmessungen, die durch eine einzige ganze Zahl codiert werden. Auch die Eruptionsdauer zählt: Parícutin stieß über 9 Jahre etwa 1,3 km³ Asche und Fragmente aus, erhält aber VEI 4, weil diese lange Aktivität kein einzelnes heftig explosives Ereignis war. Auch die Höhe der Eruptionssäule allein reicht nicht, weil Wassergehalt und atmosphärische Bedingungen ihren Aufstieg beeinflussen.

VEI ist kein Maß der örtlichen Gefahr. Ein Lavastrom mit niedrigem VEI kann eine Siedlung auf seinem Weg zerstören. Ein größerer explosiver Ausbruch kann Asche weit über den Kegel hinaustragen, während heiße Gemische aus Gas und Fragmenten nahe Hänge bedrohen. Der halbe Vulkan dieser Ausstellung erklärt den Weg vom Wasser der Platte zum Magma; er hat weder einen VEI-Regler noch eine Ascheausbreitungsberechnung oder Evakuierungskarte. Seine Kegelgröße lässt sich nicht als Vorhersage des nächsten Ausbruchs lesen.

Tohoku und Pinatubo in unterschiedlichen Maßstäben

Am 11. März 2011 brach beim Tohoku-Erdbeben eine Subduktionsgrenze vor Nordostjapan auf. Die Ereigniszusammenfassung der JMA nennt Magnitude 9,0, eine Tiefe von 24 km und einen Aufschiebungsmechanismus. Sie verzeichnet eine maximale JMA-Intensität von 7. Diese 7 gehört zur japanischen Intensitätsskala, nicht zur zwölfstufigen modifizierten Mercalliskala aus der Besprechung Koreas. Gleiche Ziffern zweier Intensitätsskalen sind kein gültiger Vergleich.

Die konvergente Ansicht hilft, die Lage zu erklären: Eine Plattengrenzfläche kann verhakt bleiben, während sich das umgebende Gestein verformt, und dann bei einem großen Bruch gleiten. Der rote Punkt ist jedoch nur der Ausgangspunkt. Ein wirkliches großes Erdbeben breitet sich entlang einer Verwerfungsfläche aus. Seine Quelle ist kein mathematischer Punkt, der alles augenblicklich freisetzt. Eine Meeresbodenverschiebung kann zudem einen Tsunami erzeugen, der sich als Wasserwelle ausbreitet und nicht als grüne S-Wellen-Kugel. Diese Ausstellung hat keine Tsunamiberechnung. Eine Wellenfront, die eine Station auf dem Block erreicht, zeigt keine Tsunamiankunft an einer Küste an.

Pinatubo zeigt eine andere Art, wie ein örtliches Ereignis ferne Auswirkungen haben kann. Der Höhepunkt des Ausbruchs ereignete sich am 15. Juni 1991 auf den Philippinen. Der USGS berichtet von fast 20 Millionen Tonnen Schwefeldioxid in der Stratosphäre und einer vorübergehenden globalen Abkühlung um etwa 0,5°C. Das Gas bildet Sulfataerosoltröpfchen, die Sonnenlicht streuen. Der langlebige Klimaeffekt ist nicht einfach Asche, die den Himmel verdunkelt. Parker und Kollegen fanden für einige Monate Mitte 1992 eine Abkühlung an der Oberfläche um bis zu 0,5°C, deren Auswirkungen 1994 weniger deutlich waren. Dieser zeitliche Ablauf ist wichtig: Es war eine vorübergehende Störung, keine dauerhafte Absenkung der Planetentemperatur.

Diese Beispiele trennen auch Messgrößen von Folgen. Tohokus Magnitude beschreibt seine Erdbebenquelle, während der Tsunami von Meeresbodenbewegung und Wassertiefe abhängt. Pinatubos VEI beschreibt einen explosiven Ausbruch, während seine Abkühlung stark vom Schwefel abhängt, der die Stratosphäre erreicht. Weder eine Magnitude noch ein VEI-Wert allein legt Opferzahlen, Gebäudeschäden oder die Klimareaktion fest. Die Modellregler isolieren Mechanismen. Ein echtes Ereignis verbindet sie mit der Geografie und gefährdeten Gemeinschaften.

Wie eine Warnung vor den Erschütterungen eintreffen kann

Erdbebenfrühwarnung erkennt einen Bruch, der bereits begonnen hat. Sie sagt nicht das Datum eines zukünftigen Erdbebens voraus. Die KMA beschreibt, wie die schnellere P-Welle genutzt wird, um vor dem Eintreffen schädlicherer Erschütterungen zu warnen. USGS ShakeAlert kombiniert ebenfalls Sensordaten, um Quelle und erwartete Erschütterungen abzuschätzen, und gibt Informationen an Partner zur Warnungsverbreitung weiter. Kommunikationssignale bewegen sich viel schneller als seismische Wellen. Genügend Daten aufzuzeichnen und eine Nachricht zuzustellen, kostet trotzdem Zeit.

Verwenden Sie die Modellgeschwindigkeiten für ein angenommenes Zeitbudget. Eine 20 km vom Hypozentrum entfernte Erfassungsstation empfängt P nach 20/6 ≈ 3,3 s. Angenommen, Verarbeitung und Nachrichtenzustellung dauern danach weitere 4 s. Eine Warnung erreicht den Nutzer etwa 7,3 s nach der Herdzeit. Ein 100 km vom Hypozentrum entfernter Nutzer empfängt die Modell-S-Welle nach 100/3,5 ≈ 28,6 s. Zwischen Warnung und S-Ankunft bleiben damit etwa 21,3 s. Die angenommenen 4 s sind kein Versprechen über KMA, ShakeAlert oder ein Mobilfunknetz.

Bei einem nur 15 km von derselben Quelle entfernten Nutzer trifft S nach etwa 4,3 s ein, bevor die Beispielwarnung fertig ist. Das ist die quellnahe Warnungsgrenze: Ein funktionierendes System kann Menschen direkt am Bruch trotzdem keine Vorwarnung geben. Auch größere Quellen brauchen Zeit zum Wachsen, sodass die erste Magnitudenschätzung den endgültigen Bruch möglicherweise nicht abbildet. Die JMA berichtet, ihre Tohoku-Warnung 8,6 s nach der ersten P-Wellen-Erkennung an der nächsten Station ausgegeben zu haben. Das ist eine Zeitspanne von der Erkennung bis zur Ausgabe, keine Garantie, dass jeder Bewohner 8,6 s Vorwarnung hatte.

Die Entfernungskreise dieser Ausstellung warten auf die S-Ankünfte, weil sie das S-P-Ortungsverfahren demonstrieren. Ein echtes Warnsystem kann vor der Warnungsentscheidung nicht darauf warten, dass die schädliche Welle jeden bedrohten Ort erreicht. Die Kreiskonstruktion im Unterricht und die schnelle betriebliche Warnung lösen verwandte, aber unterschiedliche Probleme. Befolgen Sie bei einer Warnung aktuelle örtliche Notfallhinweise; diese Anzeige ist kein Notfallinformationsdienst.

Experimente mit den Reglern

Wählen Sie für ein Entfernungsexperiment unter „Plattengrenze“ die Einstellung „Transform“, stellen Sie „Epizentrum Ost-West“ auf −20 km und „Herdtiefe“ auf 12 km, und aktivieren Sie „Entfernungskreise“. Nachdem die Wiedergabe die S-Wellen zu den Stationen geführt hat, vergleichen Sie Station B mit der Rechnung oben: Ihr S-P-Abstand beträgt etwa 9,7 s. Multipliziert mit 8 ergibt das 77,6 km, mit 8,4 dagegen die geradlinige Entfernung von etwa 81,5 km. Das schwarze Kreuz ist eine Schätzung mit dem gerundeten Faktor, kein zweites Erdbeben. Die Oberfläche hat keinen Schalter für eine exakte 8,4-Lösung; dieser Vergleich ist eine Rechnung auf dieser Seite.

Lassen Sie für ein Energieexperiment Epizentrum und Tiefe unverändert und erhöhen Sie „Magnitude“ von 5 auf 6. Die Energieanzeige wechselt von etwa 2,0 × 10¹² J auf 6,3 × 10¹³ J, also um den Faktor von etwa 31,6. Die P- und S-Ankunftszeiten ändern sich nicht, weil der Code die Wellengeschwindigkeit unabhängig von der Magnitude hält. Erreicht ein Seismogramm seine Zeichengrenze, lässt sich das Energieverhältnis nicht aus seiner sichtbaren Höhe zurückgewinnen. Die Aufzeichnungen sind schematische Kurven, keine kalibrierten Beschleunigungsmesser.

Lassen Sie für ein Tiefenexperiment die horizontale Position unverändert und erhöhen Sie „Herdtiefe“. „Einblick“ zeigt die sich unter der Oberfläche ausdehnenden Kugeln. Beide Ankünfte erfolgen später, weil die Station weiter vom Hypozentrum entfernt liegt. Auch der S-P-Abstand wächst. Die Tiefe verschiebt das Epizentrum nicht nach Osten oder Westen, obwohl sich die mit dem gerundeten Faktor berechnete Ortung verschieben kann. Eine fehlende Tiefenschätzung bedeutet, dass die angepasste quadrierte Tiefe mit den Näherungsentfernungen negativ wurde. Sie bedeutet nicht, dass das tatsächliche Erdbeben über dem Boden stattfand.

Ändern Sie abschließend „Plattengrenze“ von „Transform“ auf „Konvergent“. Der Regler verschiebt das Beben zugleich an eine für die ausgewählte Grenze typische Position. Das ist also kein kontrollierter Vergleich bei unveränderten Koordinaten. Lesen Sie vor dem Vergleich der Ankunftszeiten die neue Tiefe ab. Diese Übungen unterscheiden eine bewusste Modellannahme von einem Messfehler und halten die sichtbaren Regler von nicht simulierten Funktionen der Ausstellung getrennt.

Der Erdquerschnitt: dieselben Platten auf einem gekrümmten Planeten

Der Block oben ist nur 440 km breit, klein genug, dass die Erdkrümmung nicht sichtbar wird. Schalten Sie den Erdquerschnitt ein, um die Platten in dem Maßstab zu sehen, in dem sie sichtbar ist. Der Querschnitt ist ein Ausschnitt einer Kugel mit dem mittleren Erdradius von 6371 km, 40 Bogengrad breit, also etwa 4450 km entlang der Oberfläche, und 1000 km tief. Nichts ist gestreckt: Die Mitte der gekrümmten Oberfläche liegt 384 km über einer geraden Verbindung ihrer beiden Enden, und diese Wölbung ist einfach die Form des Planeten.

Zwei Grenzen durchqueren den Ausschnitt in der Tiefe. Bei 410 km und bei 660 km gehen die Mantelminerale in dichtere Formen über. Dazwischen liegt die Übergangszone. Diese Tiefen stammen aus dem Preliminary Reference Earth Model (PREM), demselben Modell, das die Ausstellung zu den Erdschichten verwendet.

Von links nach rechts zeigt der Querschnitt einen mittelozeanischen Rücken, eine ozeanische Platte, die beim Entfernen vom Rücken und Abkühlen dicker wird, einen von unterhalb des Bildausschnitts aufsteigenden Hotspot-Plume, einen Graben, an dem die Platte abbiegt, und einen Kontinent. Die abtauchende Platte wird bis 50 Grad steiler und flacht dann in der Übergangszone ab, mit ihrer Oberseite nahe 550 km und ihrer Unterseite knapp oberhalb der 660-km-Grenze. In diesem Modell bleibt die Platte über 660 km.

Die roten Punkte innerhalb der Platte sind Erdbeben. Die meisten sind flach und liegen nahe dem Graben, einige sind tief. Tiefe Erdbeben entstehen in abtauchenden Platten, die kälter und steifer bleiben als der umgebende Mantel. Die tiefsten in der Laborliste sind das Erdbeben im nördlichen Bolivien 1994 mit Momenten-Magnitude 8,2 bei 631 km und das Beben im Ochotskischen Meer 2013 mit 8,3 bei 598 km. Die Punkte im Querschnitt zeigen das Muster und stammen nicht aus einem Katalog.

Der Bogenvulkan steht dort, wo die Plattenoberseite etwa 100 km tief liegt, in diesem Modell 231 km vom Graben entfernt. Aus der Platte freigesetztes Wasser senkt den Schmelzpunkt des darüberliegenden Mantelkeils. Die Schmelze steigt als Säule zur Oberfläche auf. Die Vulkane selbst sind wenige Kilometer hoch und in diesem Maßstab viel zu klein zum Erkennen. Deshalb markieren kleine Kegel ihre Standorte.

Echte Erdbeben im Labor

Das Labor unter der Bühne listet 37 Erdbeben auf. Für jedes stammen die Werte aus einer einzigen Quelle, dem ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat) des U.S. Geological Survey: die Magnitude und ihr zugehöriger Typ, die Tiefe, der Breiten- und Längengrad, die Herdzeit in UTC und die höchste Intensität auf der ShakeMap, sofern im Katalog vorhanden. Die Liste umfasst jede in der Ausstellung gezeigte Umgebung: Subduktionsbeben wie Valdivia, Chile 1960 (Momenten-Magnitude 9,5, die höchste aufgezeichnete), Alaska 1964 (9,2) und Tohoku 2011 (9,1); Kollisionsbeben wie Gorkha, Nepal 2015 (7,8); Transformbeben wie San Francisco 1906 (7,9) und Pazarcık, Türkei 2023 (7,8); divergente Beben auf Island und im Afar-Graben sowie Beben an Verwerfungen im Platteninneren wie Kobe 1995 (6,9).

Die Auswahl eines Bebens stellt den Block oben auf dessen Grenztyp, Tiefe und Magnitude ein. Die Bühnenregler reichen von Magnitude 3 bis 8 und von 2 bis 120 km Tiefe. Deshalb wird ein Beben der Magnitude 9,5 mit 8 dargestellt, worauf die Karte hinweist. Beben außerhalb einer Plattengrenze, etwa in Korea, erscheinen als Verwerfung im Platteninneren: Der Block übernimmt die seitlich gleitende Verwerfung der Transformansicht, und die Anzeige bezeichnet das Beben als innerhalb einer Platte. Ein tiefes Beben aktiviert stattdessen den Erdquerschnitt und markiert seine Tiefe auf der Platte.

Der Magnitudentyp ist wichtig. Mw ist die Momenten-Magnitude, berechnet aus der Größe der Verwerfungsverschiebung. Mww, Mwc und Mwb sind Varianten, die aus unterschiedlichen Teilen der aufgezeichneten Wellen berechnet werden. Eine Weltkarte im Labor zeigt die Bebenorte auf der Küstenlinie von Natural Earth.

Ein Beben, zwei Magnituden

Für die koreanischen Beben zeigt das Labor zwei Spalten. Die Korea Meteorological Administration (KMA) gibt das Hauptbeben von Gyeongju 2016 mit Magnitude 5,8 in etwa 15 km Tiefe und das Beben von Pohang 2017 mit 5,4 in etwa 7 km an. Der USGS-Katalog führt dieselben beiden Beben mit Momenten-Magnitude 5,4 bei 13 km und 5,5 bei 10 km.

Keine der Behörden liegt falsch. Die KMA meldet eine aus quellnahen koreanischen Seismometern berechnete Lokalmagnitude, während die USGS-Momenten-Magnitude aus weltweit aufgezeichneten langen Wellen stammt. Für viele Beben stimmen die beiden Skalen im Durchschnitt überein, können aber bei einem einzelnen Beben um einige Zehntel abweichen. Ebenso unterscheidet sich die Intensität je nach Quelle. Für Gyeongju ergibt die USGS-ShakeMap eine höchste Intensität von 6,7, geschrieben VII, während die KMA VI meldet; für Pohang ergibt die ShakeMap 6,8, ebenfalls VII, und die KMA wiederum VI. Die Karte zeigt beide nebeneinander. Deshalb können ein Nachrichtenbericht, eine KMA-Seite und eine USGS-Seite unterschiedliche Zahlen für dasselbe Ereignis nennen, und deshalb nennt ein sorgfältiger Vergleich immer Behörde und Magnitudentyp.

Intensitätsstufen und Bodenbeschleunigung

Intensität wird in 12 Stufen gemessen, geschrieben mit römischen Zahlen. Die auf der modifizierten Mercalliskala beruhende KMA-Tabelle gibt jeder Stufe eine Beschreibung sowie einen Bereich maximaler Bodenbeschleunigung und maximaler Bodengeschwindigkeit. Stufe II beginnt bei 0,07 Prozent von g, Stufe V bei 2,56 Prozent, Stufe VI bei 6,86 Prozent und Stufe XI bei 314 Prozent. Die Tabelle steht im Labor. Die dortigen englischen Beschreibungen folgen dem gekürzten Text zur modifizierten Mercalliskala des USGS.

Wenn Sie ein Beben auswählen, hebt das Labor seine höchste ShakeMap-Intensität in der Tabelle hervor. Vergleichen Sie das Beben im Ochotskischen Meer 2013 mit einem flachen ähnlicher Größe. Bei Magnitude 8,3, aber 598 km Tiefe, betrug seine höchste Intensität nur etwa 4,9, weil sich die Wellen durch 600 km Gestein ausbreiteten, bevor sie die Oberfläche erreichten. Flache Beben der Magnitude 7,5 bis 8 in der Liste erreichen Intensität 8 oder 9.

Der Energierechner neben der Tabelle verwendet dieselbe Beziehung wie die Bühnenanzeige: log E = 1,5 M + 4,8. Zwei Magnituden im Abstand von 1,0 unterscheiden sich energetisch um 10 hoch 1,5, also etwa das 32-Fache, während sich der Ausschlag auf einem Seismometer um das 10-Fache unterscheidet.

Das Epizentrum selbst finden

Das Epizentrumexperiment versteckt ein Beben irgendwo unter dem Block in 5 bis 25 km Tiefe. Sie sehen die drei Seismogramme mit bereits markierter P-Ankunft. Für jede Station verschieben Sie die S-P-Zeit, bis eine grüne Linie auf dem ersten großen S-Ausschlag liegt. Das Labor zeichnet dann einen Kreis um diese Station mit dem Radius S-P-Zeit mal 8,4 km/s. Dieser Faktor ist 6,0 × 3,5 ÷ (6,0 − 3,5) für die P- und S-Geschwindigkeiten dieses Modells. Die Bühnenseismogramme runden ihn wie eine Unterrichtsregel auf 8.

Tippen Sie auf der Karte dorthin, wo die Kreise am nächsten zusammenkommen. Das Labor zeigt Ihnen, wie weit Sie vom tatsächlichen Epizentrum entfernt sind. Die Kreise treffen sich nicht in einem einzigen Punkt. Ihr Radius ist die direkte Entfernung zum unterirdischen Hypozentrum, also ist jeder Kreis etwas größer als die Entfernung entlang des Bodens. Wer bis auf 10 km herankommt, hat alle drei S-Linien auf ungefähr eine Sekunde genau abgelesen.

Warum ein Tsunami in tiefem Wasser schneller ist

Ein Tsunami ist eine Hunderte Kilometer lange Welle, viel länger als die Tiefe des Ozeans. Bei einer solchen Welle hängt die Geschwindigkeit nur von der Tiefe ab: c = √(g h), wobei g 9,81 m/s² und h die Tiefe ist. Über 4000 m tiefem Ozean sind das 198 m/s oder 713 km/h, nahe der Geschwindigkeit eines Düsenflugzeugs, wie NOAA es beschreibt. Mit dieser Geschwindigkeit überquert die Welle 1000 km in etwa 84 Minuten. Über 100 m Wassertiefe nahe der Küste verlangsamt sie sich auf etwa 113 km/h, und das Wasser staut sich auf.

Mit der KMA-Tabelle der an Koreas Ostküste beobachteten Tsunamis lässt sich diese Vorstellung prüfen. Nach dem Erdbeben der Magnitude 7,6 auf der Noto-Halbinsel am 1. Januar 2024 um 16:10 KST erreichte die erste Welle Ulleungdo um 17:30, also 80 Minuten später; Sokcho um 17:59; Mukho um 18:03; Pohang um 19:14 und Busan um 19:45. Ulleungdo liegt in gerader Linie etwa 560 km vom USGS-Epizentrum entfernt. Das ergibt eine Durchschnittsgeschwindigkeit von etwa 420 km/h, die Geschwindigkeit eines Tsunamis über etwa 1390 m tiefem Meer. Der tatsächliche Weg ist länger als die gerade Linie, also war die tatsächliche Geschwindigkeit höher. Häfen an der Südküste hinter flacherem Wasser wurden später erreicht. Das Labor enthält dieselbe Tabelle für die Tsunamis im Ostmeer 1993 und 1983.

Die KMA gibt innerhalb von 10 Minuten nach dem Beben einen Tsunami-Hinweis aus, wenn ein Meeresbodenbeben der Magnitude 6,0 oder mehr eine Welle von 0,5 m bis 1,0 m an Koreas Küste erwarten lässt, und eine Warnung bei 1,0 m oder mehr.

Drei Vulkanformen und die Ausbruchsliste

Die Ausbruchsliste im Labor enthält 41 Ausbrüche, alle aus einer Quelle: der Datenbank Volcanoes of the World des Global Volcanism Program (GVP) der Smithsonian Institution. Für jeden nennt sie Vulkanform und tektonische Umgebung laut GVP, die Gipfelhöhe, das Anfangsdatum und den Vulkanexplosivitätsindex (VEI) des Ausbruchs.

Schildvulkane wie Mauna Loa (4170 m) sind breit und flach und entstehen aus dünnflüssiger Basaltlava. Schichtvulkane wie der Fuji (3776 m) sind steile Kegel aus Lavaschichten und Asche von zähflüssigem, gasreichem Magma. Sie bilden die meisten Bögen über Subduktionszonen. Eine Caldera ist ein Becken, das entsteht, wenn der Boden nach einem großen Ausbruch in eine entleerte Magmakammer einsinkt. Crater Lake in Oregon entstand so beim Ausbruch des Mount Mazama vor etwa 7700 Jahren, VEI 7 in der GVP-Liste. Die Auswahl eines Ausbruchs schaltet den Erdquerschnitt ein und fliegt dorthin, wo sein Vulkantyp entsteht: zum Bogen bei Subduktionszonen, zum Rücken bei Riftzonen und zum Plume bei Vulkanen im Platteninneren.

VEI wurde 1982 von Chris Newhall und Stephen Self vorgeschlagen. Unter VEI 0 wirft ein Ausbruch weniger als 10.000 m³ Asche und Gestein aus. VEI 1 umfasst zwei Zehnerpotenzen. Ab VEI 2 bedeutet jede Stufe die zehnfache Menge: VEI 4 entspricht also etwa 0,1 km³, VEI 5 etwa 1 km³ (Mount St. Helens 1980), VEI 6 etwa 10 km³ (Pinatubo 1991) und VEI 8 mindestens 1000 km³. Das GVP führt den im November 946 begonnenen Ausbruch des Baekdu (Changbaishan) als VEI 6 und den 1812 begonnenen und 1815 beendeten Tambora-Ausbruch als VEI 7. Hunga Tonga-Hunga Ha'apai, dessen Ausbruch im Dezember 2021 begann, hat VEI 5.

Die Liste enthält auch die beiden für 1002 und 1007 überlieferten Ausbrüche auf Jeju. Sie sind nur aus historischen Aufzeichnungen bekannt: Goryeosa (1451) und Goryeosajeolyo (1452) beschreiben sie. Eine Studie von 2019 im Journal of the Geological Society of Korea deutet die Aufzeichnung von 1002 als Lavaaufstieg an vier Orten auf der Insel und die von 1007 als Ausbruch im Meer, nahe Hyeongjaeseom oder auf dem Meeresboden. Eine Studie von 2016, die die jüngsten Kegel der Insel datierte, fand keinen Vulkan von nur 1000 Jahren Alter. Das GVP führt beide als gemeldete Beobachtungen ohne VEI, und die Laborkarte weist darauf hin, dass die Datumsangaben auf historischen Aufzeichnungen beruhen.

Wo offizielle Hinweise stehen

Diese Ausstellung erklärt, wie Erdbeben, Tsunamis und Vulkane funktionieren. Sie sagt Ihnen nicht, was Sie bei einem solchen Ereignis tun sollen. Solche Hinweise veröffentlichen offizielle Behörden: in Korea die Erdbeben- und Vulkansicherheitsseite der KMA mit Inhalten des Ministeriums für Inneres und Sicherheit sowie dessen National Disaster Safety Portal; in den Vereinigten Staaten das USGS Earthquake Hazards Program. Das Labor verlinkt sie, und seine erste Zeile bezeichnet es als Lehrmodell, nicht als Warnungsquelle.