Dieser Artikel behandelt das Erdbeben, ein Naturphänomen, zum Spielfilm Erdbeben siehe Erdbeben (Film). Als Erdbeben werden messbare Erschütterungen des Erdkörpers bezeichnet. Der deutlich größte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Auch andere Bewegungen der Erdoberfläche, wie etwa durch Tidenhub oder durch Eigenschwingungen der Erde (Erdspektroskopie), sind nicht fühlbar, da sie zu langsam erfolgen oder zu schwach sind. Erdbeben bestehen in der Regel nicht aus einzelnen Erschütterungen, sondern ziehen meist weitere nach sich. Man spricht in diesem Zusammenhang von Nachbeben. Starke Erdbeben können Häuser und Bauten zerstören, Tsunamis und Erdrutsche auslösen und dabei Menschen töten. Sie können die Gestalt der Erdoberfläche verändern und zählen zu den Naturkatastrophen. Unterseeische Erdbeben werden im Volksmund auch als Seebeben bezeichnet. Treten mehrere Erdbeben innerhalb eines begrenzten Zeitraums auf, so spricht man von einem Erdbebenschwarm bzw. Schwarmbeben. In Deutschland gibt es gelegentlich Erdbebenschwärme im Vogtland und am Hochstaufen. Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heißt Seismologie. Panoramafoto von San Francisco nach dem Erdbeben 1906 Inhaltsverzeichnis 1 Historisches 2 Ursachen und Beschreibung von Erdbeben 2.1 Aufzeichnung der Erdbebenwellen 2.2 Erdbebenherd 2.3 Erdbebenstärke 2.3.1 Intensität 2.3.2 Magnitude 2.4 Vorhersage 3 Historische Erdbeben 3.1 Stärkste gemessene Erdbeben 4 Schäden 5 Siehe auch 6 Literatur 7 Quellen 8 Weblinks 8.1 Erdbebenmeldungen // Historisches Schon in der Antike fragten sich Menschen, wie Erdbeben und Vulkanausbrüche entstehen. Man schrieb diese Ereignisse häufig Göttern zu (in der griechischen Mythologie dem Poseidon). Manche Wissenschaftler im alten Griechenland glaubten, die Kontinente schwämmen auf dem Wasser und schaukelten wie ein Schiff hin und her. Andere Leute glaubten, Erdbeben brächen aus Höhlen aus. In Japan gab es den Mythos von einem Drachen, der den Erdboden erzittern ließ und auch Feuer spie, wenn er wütend war. Im europäischen Mittelalter schrieb man Naturkatastrophen dem Wirken Gottes zu. Mit der Entdeckung und Erforschung des Magnetismus entstand die Theorie, man könne Erdbeben wie Blitze ableiten. Man empfahl daher Erdbebenableiter nach Art der ersten Blitzableiter. Erst Anfang des 20. Jahrhunderts kam die heute allgemein anerkannte Theorie von der Plattentektonik und der Kontinentaldrift durch Alfred Wegener auf. Ab der Mitte des 20. Jahrhunderts wurden die Erklärungsmuster der tektonischen Beben verbreitet diskutiert. Bis zum Beginn des 21. Jahrhunderts konnte man daraus allerdings keine Möglichkeiten zur Vorhersage von Erdbeben entwickeln. Ursachen und Beschreibung von Erdbeben Erdbeben entstehen durch dynamische Prozesse der Erde. Eine Folge dieser dynamischen Prozesse ist die Plattentektonik, also die Bewegungen der Lithosphärenplatten, welche die Erdkruste und den lithosphärischen Mantel umfassen. Insbesondere an den Plattengrenzen, wo sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (Kollisionszone) oder aneinander vorbei (Transformverwerfung) bewegen, bauen sich Spannungen innerhalb des Gesteins auf, wenn sich die Platten in ihrer Bewegung verhaken und verkanten. Wird die Scherfestigkeit der Gesteine überschritten, entladen sich diese Spannungen durch ruckartige Bewegungen der Erdkruste, und es kommt zum tektonischen Beben. Die dabei freigesetzte Energie kann die einer Wasserstoffbombe um das Hundertfache übertreffen. Da die aufgebaute Spannung nicht auf die unmittelbare Nähe der Plattengrenze beschränkt ist, kann der Entlastungsbruch in seltenen Fällen auch im Inneren der Platte auftreten, wenn das Krustengestein eine Schwächezone aufweist. Die Temperatur nimmt zum Erdinneren hin stetig zu, wodurch das Gestein mit zunehmender Tiefe immer weniger spröde, also bruchfähig reagiert und schließlich deformierbar wird. Erdbeben sind daher meist auf die obere Schicht der Erdkruste beschränkt. Manchmal lassen sich Beben bis in Tiefen von bis zu 700 km lokalisieren. Diesen scheinbaren Widerspruch erklärt man durch die Subduktion von Lithosphärenplatten: Kollidieren zwei Platten, dann wird die dichtere der beiden unter die leichtere gedrückt und taucht in den Erdmantel ab. Es wird postuliert, dass die Erwärmung des Gesteins der abtauchenden Platte (auch mit dem englischen Wort für Platte als Slab bezeichnet) wesentlich langsamer voranschreitet als deren Abwärtsbewegung und dass darum das Krustenmaterial bis in die oben genannte Tiefen bruchfähig bleibt. Die Hypozentren innerhalb der abtauchenden Platte würden somit Rückschlüsse auf die Position des Slab in der Tiefe erlauben (sogenannte Wadati-Benioff-Zone). Erdbeben können ferner zum Beispiel durch das Aufsteigen von Magma unterhalb von Vulkanen ausgelöst werden, oder auch durch Förderung von Rohstoffen wie zum Beispiel Erdöl und Erdgas, da die Druckveränderung wiederum auch die Spannungsverhältnisse im Gestein beeinflusst. Weiter können Erdbeben auch durch einstürzende unterirdische Hohlräume im Bergbau entstehen (Gebirgsschlag). Vulkanische Beben und Gebirgsschläge sind von der Energiefreisetzung weitaus limitierter als tektonische Beben. Unterseeische Erdbeben, die Eruption ozeanischer Vulkane oder unterseeische Erdrutsche können sogenannte Tsunamis auslösen. Das ist dann möglich, wenn große vertikale Bewegungen der Erdplatten auftreten. Durch die plötzliche vertikale Verlagerung großer Teile des Ozeanbodens entstehen Wellen, die sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 800 Kilometern pro Stunde fortbewegen. Auf dem offenen Meer sind Tsunamis kaum wahrnehmbar; gelangt die Welle jedoch in flacheres Wasser, kann sich der Wellenberg auf bis zu 100 Meter Höhe erheben. Am häufigsten entstehen Tsunamis im Pazifik. Deshalb besitzen die an den Pazifik angrenzenden Staaten ein Frühwarnsystem, das Pacific Tsunami Warning Center. Nachdem am 26. Dezember 2004 etwa 230.000 Menschen bei einem verheerenden Erdbeben im Indischen Ozean starben, wurde auch dort ein Frühwarnsystem errichtet. Aufzeichnung der Erdbebenwellen Seismogramm eines Erdbebens bei den Nikobaren, 24. Juli 2005, Magnitude 7,3 Erdbeben erzeugen verschiedene Typen von Erdbebenwellen, die sich durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen (bzw. Seismometern) überall auf der Erde aufgezeichnet werden können. Die Aufzeichnungen nennt man Seismogramme. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerstörungen (zum Beispiel Gebäudeschäden, Spaltenbildung) an der Erdoberfläche sind auf die sogenannten Oberflächenwellen zurückzuführen, die eine elliptische Bodenbewegung auslösen. Durch Auswertung der Stärke und Laufzeiten von Erdbebenwellen kann nicht nur die Position des Erdbebenherdes bestimmt werden, sondern es werden auch Erkenntnisse über das Erdinnere gewonnen. Die Positionsbestimmung unterliegt als Messung an Wellen der gleichen Unschärfe, die aus Wellenphänomenen in anderen Bereichen der Physik bekannt sind. Im Allgemeinen nimmt die Unschärfe der Ortsbestimmung mit zunehmender Wellenlänge zu, was bedeutet: Eine Quelle von langperiodischen Wellen kann nicht so genau lokalisiert werden wie eine Quelle von kurzperiodischen Wellen. Da schwere Erdbeben den größten Teil ihrer Energie im langperiodischen Bereich entwickeln, kann besonders die Tiefe der Quelle nicht genau bestimmt werden. Erdbebenherd Durch den Vergleich der Laufzeiten der seismischen Wellen eines Erdbebens in weltweit verteilten Observatorien, wo die Signale mit Seismographen registriert werden, kann im Rahmen der physikalisch bedingten Unschärfe auf die Position des Hypozentrums als Quelle der Wellen geschlossen werden. Das Hypozentrum wird entsprechend auch als Erdbebenherd bezeichnet. Die Quelle der seismischen Wellen kann sich im Laufe eines Bebens bewegen, so etwa, bei schweren Beben, die eine Bruchlänge von mehreren hundert Kilometern aufweisen können. Nach internationaler Übereinkunft wird dabei die zuerst gemessene Position als Hypozentrum des Erdbebens bezeichnet, also der Ort, wo das Beben begonnen hat. Der Ort auf der Erdoberfläche direkt über dem Hypozentrum heißt Epizentrum. Der Zeitpunkt des Bruchbeginns wird als Herdzeit bezeichnet. Die Bruchfläche, die das Erdbeben auslöst, wird in ihrer Gesamtheit als Herdfläche bezeichnet. In den meisten Fällen erreicht diese Bruchfläche die Erdoberfläche nicht, sodass der Erdbebenherd in der Regel nicht sichtbar wird. Im Fall eines größeren Erdbebens, dessen Hypozentrum in nur geringer Tiefe liegt, kann die Herdfläche bis an die Erdoberfläche reichen und dort zu einem deutlichen Versatz führen. Der genaue Ablauf des Bruchprozesses legt die Abstrahlcharakteristik des Bebens fest, bestimmt also, wie viel Energie in Form von seismischen Wellen in jede Richtung des Raumes abgestrahlt wird. Dieser Bruchmechanismus wird als Herdvorgang bezeichnet. Der Ablauf des Herdvorganges kann aus der Analyse von Ersteinsätzen an Messstationen rekonstruiert werden. Das Ergebnis einer solchen Berechnung ist die Herdflächenlösung. Es gibt drei grundlegende Typen von Erdbebenereignissen, welche die drei Arten der Plattengrenzen widerspiegeln: In Spreizungszonen, wo die tektonischen Platten auseinander driften, wirkt eine Zugspannung auf das Gestein (Extension). Die Blöcke zu beiden Seiten der Herdfläche werden also auseinander gezogen und es kommt zu einer Abschiebung (eng.: normal fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfläche nach unten versetzt wird. In Kollisionszonen, wo sich Platten aufeinander zu bewegen, wirkt dagegen eine Kompressionsspannung. Das Gestein wird zusammen gestaucht und es kommt zu einer Aufschiebung (eng.: thrust fault), bei welcher der Block oberhalb der Bruchfläche nach oben versetzt wird. In Subduktionszonen kann sich die abtauchende Platte mitunter großflächig verhaken, was in der Folge zu einem massiven Spannungsaufbau und letztlich zu besonders schweren Erdbeben führen kann. Diese werden gelegentlich auch als Megathrust-Erdbeben bezeichnet. Der dritte Herdtyp wird als Blattverschiebung (eng.: strike-slip fault) bezeichnet, der an Transformverwerfungen vorkommt, wo sich die beteiligten Platten seitlich aneinander vorbei schieben. In der Realität wirken die Kräfte und Spannungen jedoch zumeist schräg auf die Gesteinsblöcke, da sich die Lithosphärenplatten verkanten und dabei auch drehen können. Die Platten bewegen sich daher im Normalfall nicht gerade aufeinander zu oder aneinander vorbei, so dass die Herdmechanismen zumeist eine Mischform aus einer Auf- oder Abschiebung und einer seitwärts gerichteten Blattverschiebung darstellen. Man spricht hier von einer Schrägaufschiebung bzw. Schrägabschiebung (eng.: oblique fault). Die räumliche Lage der Herdfläche kann durch die drei Winkel Φ, δ und λ beschrieben werden:[1][2] Φ bezeichnet das Streichen (engl.: strike) der Herdfläche. Dies ist der Winkel zwischen der geografischen Nordrichtung und der horizontalen Richtung der einfallenden Herdfläche. Das Streichen kann Werte zwischen 0° und 360° annehmen; eine nach Osten einfallende Herdfläche würde ein Streichen von Φ = 90° aufweisen. δ bezeichnet die Neigung (engl.: dip) der Herdfläche, also den Winkel zwischen der Horizontalen und der Herdfläche. Er kann Werte zwischen 0° und 90° annehmen; eine exakt senkrecht verlaufende Bruchfläche hätte eine Neigung von δ = 90°. λ bezeichnet die Richtung des Versatzes (engl.: rake), die in der Ebene des Versatzes bestimmt wird. Dies ist der Winkel zwischen dem Streichen der Herdfläche und dem Richtungsvektor des Versatzes, der Werte zwischen 0° und 360° annehmen kann. Wird z. B. das Hangende, also der oben liegende Block, exakt nach oben verschoben, wäre λ = 90°. Steht die Herdfläche exakt senkrecht, wird – in Streichrichtung blickend – der rechte Block als das „Hangende“ definiert. Für eine links-laterale Verschiebung wäre λ = 0°, für eine rechts-laterale Verschiebung wäre λ = 180°. Erdbebenstärke Hauptartikel: Erdbebenskala Um Erdbeben miteinander vergleichen zu können, ist es notwendig, deren Stärke zu ermitteln. Da eine direkte Messung der durch freigesetzten Energie eines Erdbebens schon allein auf Grund der Tiefenlage des Herdprozesses nicht möglich ist, wurden in der Seismologie verschiedene Erdbebenskalen entwickelt. Intensität Die ersten Erdbebenskalen, die Ende des 18. bis Ende des 19. Jahrhunderts entwickelt wurden, konnten nur die Intensität eines Erdbebens beschreiben, also die Auswirkungen auf Menschen, Tiere, Gebäude und natürliche Objekte wie Gewässer oder Berge. Im Jahre 1883 entwickelten die Geologen M. S. De Rossi und F. A. Forel eine zehnstufige Skala zur Bestimmung der Intensität von Erdbeben. Wichtiger wurde jedoch die im Jahre 1902 eingeführte zwölfteilige Mercalliskala. Sie beruht allein auf der subjektiven Einschätzung der hör- und fühlbaren Beobachtungen sowie der Schadensauswirkung auf Landschaft, Straßen oder Gebäude (Makroseismik). 1964 wurde sie zur MSK-Skala und später zur EMS-Skala weiterentwickelt. Intensitätsskalen werden auch heute noch verwendet, wobei verschiedene Skalen existieren, die an die Bauweise und Bodenverhältnisse des jeweiligen Landes angepasst sind. Die räumliche Verteilung der Intensitäten wird häufig durch Fragebogenaktionen zuständiger Forschungseinrichtungen (in Deutschland beispielsweise bundesweit durch die BGR per Online-Formular) ermittelt und in Form von Isoseistenkarten dargestellt. Isoseisten sind Isarithmen gleicher Intensitäten[3]. Die Möglichkeit zur Erfassung von Intensitäten beschränkt sich auf relativ dicht besiedeltes Gebiet. Magnitude Durch die Entwicklung und stete Verbesserung von Seismometern ab der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts eröffnete sich die Möglichkeit, objektive, auf physikalischen Größen basierende Messungen vorzunehmen, was zur Entwicklung der Magnitudenskalen führte. Diese ermöglichen über empirisch gefundene Beziehungen und physikalische Gesetzmäßigkeiten, von den an seismologischen Messstationen aufgezeichneten ortsabhängigen Amplitudenwerten auf die Stärke eines Bebens zurückzuschließen. Es gibt verschiedene Methoden, die Magnitude zu berechnen. Die unter Wissenschaftlern gebräuchlichste Magnitudenskala ist heute die Momenten-Magnituden-Skala. Von den Medien wird die in den 1930er Jahren von Charles Francis Richter und Beno Gutenberg eingeführte Richterskala am häufigsten zitiert, die auch als Lokalbebenmagnitude bezeichnet wird. Zur exakten Messung der Erdbebenstärke benutzt man Seismographen, die in 100 km Entfernung zum Epizentrum des Erdbebens liegen sollten. Mit der Richter-Skala werden die seismischen Wellen in logarithmischer Einteilung gemessen. Sie diente ursprünglich der Quantifizierung von Erdbeben im Raum Kalifornien. Liegt eine Erdbebenmessstation zu weit vom Erdbebenherd entfernt (> 1000 km) und ist die Stärke des Erdbebens zu groß (ab etwa Magnitude 6), kann diese Magnitudenskala jedoch nicht oder nur eingeschränkt verwendet werden[3]. Sie ist aufgrund der einfachen Berechnung und der Vergleichbarkeit mit älteren Erdbebeneinstufungen vielfach auch in der Seismologie noch in Gebrauch. Vorhersage Hauptartikel: Erdbebenvorhersage Zerrissener Fahrbahnbelag nach Bodenverflüssigung: Chuetsuerdbeben, Ojiya, Niigata, Japan, 2004 Die zeitlich und räumlich exakte Vorhersage von Erdbeben ist nach dem heutigen Stand der Wissenschaft nicht möglich. Die verschiedenen bestimmenden Faktoren sind qualitativ weitestgehend verstanden. Auf Grund des komplexen Zusammenspiels aber ist eine genaue Quantifizierung der Herdprozesse bislang nicht möglich, sondern nur die Angabe einer Wahrscheinlichkeit für das Auftreten eines Erdbebens in einer bestimmten Region. Allerdings kennt man Vorläuferphänomene. Einige davon äußern sich in der Veränderung geophysikalisch messbarer Größen, wie z. B. der seismischen Geschwindigkeit, der Neigung des Erdbodens oder die elektromagnetischen Eigenschaften des Gesteins. Andere Phänomene basieren auf statistischen Beobachtungen, wie etwa das Konzept der seismische Ruhe, die bisweilen auf ein bevorstehendes größeres Ereignis hindeutet. Wiederholt wurde auch von ungewöhnlichem Verhalten bei Tieren kurz vor größeren Erdbeben berichtet. Dadurch gelang in einem Einzelfall im Februar 1975 die rechtzeitige Warnung der Bevölkerung vor einem Erdbeben. Alle bekannten Vorläuferphänomene variieren jeweils sehr stark in Zeitverlauf und Größenordnung. Zudem wäre der instrumentelle Aufwand, der für eine lückenlose Erfassung dieser Phänomene erforderlich wäre, aus heutiger Sicht finanziell und logistisch nicht realisierbar. Wegen des volkswirtschaftlichen Schadens und eventueller Opfer (Massenpanik oder Massenhysterie) ist eine Frühwarnung der Bevölkerung vor einem einzelnen Erdbeben nur sinnvoll, wenn die Zahl der zu erwartenden Opfer des Erdbebens als sehr groß eingeschätzt wird, oder wenn das Erdbeben sehr genau in Raum und Zeit vorausgesagt werden kann. Historische Erdbeben Die wichtigsten bekannten Erdbebengebiete sind in der List der Erdbebengebiete der Erde aufgeführt. Eine umfassende Aufstellung historisch überlieferter Erdbebenereignisse befindet sich in der Liste von Erd- und Seebeben. Stärkste gemessene Erdbeben Nach Angaben des USGS[4] [5] (Stand: 12. März 2010) Die Werte beziehen sich, wenn nicht anders angegeben, auf die Momenten-Magnitude MW. Hinweis: Unterschiedliche Magnitudenskalen sind nicht direkt miteinander vergleichbar! Rang Bezeichnung Ort Datum Stärke Anmerkungen 1. Erdbeben von Valdivia 1960 Chile 22.05.1960 9,5 2. Karfreitagsbeben (Großes Alaska-Beben) Alaska 27.03.1964 9,2 3. Erdbeben im Indischen Ozean 2004 vor Sumatra 26.12.2004 9,1 4. Erdbeben von Kamtschatka 1952 Kamtschatka, Russland 04.11.1952 9,0 5. Erdbeben vor Maule, Chile Chile 27.02.2010 8,8 6. Erdbeben vor Ecuador 1906 vor Ecuador 31.01.1906 8,8 7. Erdbeben bei den Andreanof Islands 1957 Andreanof Islands, Alaska 09.03.1957 8,8 Mag. laut PDE-Katalog, USGS-Link gibt 8,6 (MS) an 8. Erdbeben bei den Rat Islands 1965 Rat Islands, Alaska 04.02.1965 8,7 9. Erdbeben vor Nord-Sumatra vor Nord-Sumatra 28.03.2005 8,6 10. Assam-Erdbeben 1950 Assam und Tibet 15.08.1950 8,6 MS Schäden Das Ausmaß der durch ein Erdbeben hervorgerufenen Schäden hängt zunächst von der Stärke und Dauer des Bebens ab sowie von der Besiedlungsdichte und der Anzahl und Grösse der Bauwerke in dem betroffenen Bereich. Wesentlich ist aber auch die Erdbebensicherheit der Bauwerke. Für Stahlbetonbauten sind entsprechende Bemessungskriterien definiert. Siehe auch Erdbebenlicht Literatur Emanuela Guidoboni, John E. Ebel: Earthquakes and tsunamis in the past : a guide to techniques in historical seismology. Cambridge University Press, 2009, ISBN 978-0-521-83795-8. Wissenschaftliches Lehrbuch der historischen Seismologie in engl. Sprache. Christian Rohr: Extreme Naturereignisse im Ostalpenraum : Naturerfahrung im Spätmittelalter und am Beginn der Neuzeit. Köln [u.a.] Böhlau 2007 (= Umwelthistorische Forschungen 4), ISBN 978-3-412-20042-8. Differenzierte Studie zur Naturwahrnehmung. Gerhard H. Waldherr, Anselm Smolka (Hgg.): Antike Erdbeben im alpinen und zirkumalpinen Raum : Befunde und Probleme in archäologischer, historischer und seismologischer Sicht ; Beiträge des Interdisziplinären Workshops Schloss Hohenkammer, 14./15. Mai 2004 = Earthquakes in antiquity in the alpine and circum-alpine region. Stuttgart 2007 (= Geographica historica 24), ISBN 978-3-515-09030-8. Internationale Tagung zur historischen Seismologie. Götz Schneider: Erdbeben – Eine Einführung für Geowissenschaftler und Bauingenieure. Spektrum Akademischer Verlag, München 2004, ISBN 3-8274-1525-X. Eine etwas kompliziertere Einführung mit einigen mathematischen Darstellungen. Peter M. Shearer: Introduction to Seismology. Cambridge University Press, New York 1999, ISBN 0-521-66953-7. Wissenschaftliches Lehrbuch in engl. Sprache. Gerhard Waldherr: Erdbeben : das außergewöhnliche Normale ; zur Rezeption seismischer Aktivitäten in literarischen Quellen vom 4. Jahrhundert v. Chr. bis zum 4. Jahrhundert n. Chr.. Stuttgart 1997 (= Geographica historica 9), ISBN 3-515-07070-2. Grundlegend für die Rezeptionsgeschichte von Erdbeben. Thorne Lay & Terry C. Wallace: Modern Global Seismology. Academic Press, San Diego 1995, ISBN 0-12-732870-X. Umfangreiches wissenschaftliches Standardwerk in engl. Sprache. Bruce A. Bolt: Erdbeben – Schlüssel zur Geodynamik. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-353-0. Eine gute Einführung auch für Laien. Enzyklopädie Naturwissenschaft und Technik, Zweiburgenverlag, Weinheim 1981. Quellen ↑ Peter M. Shearer: Introduction to Seismology, Cambridge University Press, New York, 1999 ISBN 978-0-521-66953-5 ↑ T. Lay & T.C. Wallace: Modern Global Seismology, Academic Press, San Diego, 1995, ISBN 978-0-12-732870-6 ↑ a b Hans Berckhemer: Grundlagen der Geophysik, Wissenschaftliche Buchgesellschaft 2002, ISBN 978-3-534-13696-4 ↑ USGS: Largest Earthquakes in the World Since 1900 ↑ USGS Bebenkataloge/Suchoption Weblinks  Commons: Erdbeben – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien  Wiktionary: Erdbeben – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen Erdbebenseite von naturgewalten.de Karte: Seismische Gefährdungsabschätzung für die D-A-CH Staaten (Deutschland D, Österreich A, Schweiz CH) Weltweite Karte aktueller Erdbeben (www.demis.nl). Quelle für die Darstellung der Erdbeben sind Daten des USGS. (Hat Probleme im Vollbildmodus. Fenster daher bitte zuvor verkleinern). Erdbebendatenbank 2150 v.Chr. bis heute des National Geophysical Data Center (NGDC), NOAA (Englisch) Erdbebenmeldungen  Wikinews: Erdbeben – in den Nachrichten BGR Hannover, aktuelle Erdbeben in Deutschland und weltweit BGR Hannover -> Erdbeben Liste automatisch lokalisierter Erdbeben des GFZ Potsdam (schnell, auch als RSS-Feed) Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik, Wien Schweizerischer Erdbebendienst (SED) National Information Service for Earthquake Engineering USA IRIS-Landkarte mit Seismic-Monitor und Erdbebenangaben unterhalb der Karte, wenn man die Kreise auf der Karte antippt United States Geological Survey (USGS) earthquake information Interaktive Weltkarte, auf der kürzlich stattgefundene Erdbeben vermerkt sind (tägl./wöch./monatl.) – Quake Catcher Network, BOINC