Erdbeben, Hangrutschungen und Tsunamis an ... - Marum

Erdbeben, Hangrutschungen
und Tsunamis an Ozeanrändern
von Achim Kopf, Bremen
Dieser Artikel ist erschienen
im Magazin »expedition Erde«
herausgegeben von Gerold Wefer
MARUM - Zentrum für Marine Umweltwissenschaften
Universität Bremen
Leobener Straße
D-28359 Bremen
2., überarbeitete und erweiterte Auflage, 2006
37 Artikel, 336 S.
Selbstkostenbeitrag: 5 Euro
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Planet Erde
Erdbeben,
Hangrutschungen
und Tsunamis
an Ozeanrändern
von Achim Kopf, Bremen
Zwei der sieben Weltwunder, nämlich der
Koloss von Rhodos und der Leuchtturm
von Pharos sowie die bronzezeitliche Kultur
im Mittelmeerraum fielen Erdbeben zum
Opfer. Seit dem der Mensch baut, zerstören
Erdbeben seine Errungenschaften. Heute bedrohen sie
mehr Menschen denn je, denn gerade die besonders gefährdeten
Küstenregionen gehören zu den am engsten besiedelten
Regionen der Erde. Millionenstädte wie das japanische
Kobe leben täglich mit der Bedrohung durch die
unruhige Erde. Wie Kobe liegen viele große Küstenstädte
an so genannten Subduktionszonen, wo sich die ozeanische
Platte unter die kontinentale Platte schiebt (s. Artikel
von C.-D. Reuther). An solchen Stellen entlädt sich 90
Prozent der Spannung, die durch die fortwährende Bewegung
der Kontinente aufgebaut wird. Welche Energie bei
einem solchen Erdbeben freigesetzt werden kann, und wie
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verheerend die Folgen auch über Tausende von Kilometer
Entfernung sein können, wurde uns am 26. Dezember
2004 mehr als deutlich vor Augen geführt. Bei dem Beben
der Stärke 9 verschob sich ruckartig der Meeresboden und
löste eine gigantische Flutwelle, einen so genannten Tsunami,
aus, der mehr als 300.000 Menschen in den Tod
riss. Solche Wellen können bis zu 30 Meter hoch werden.
Die, nach Erdbeben, zerstörerischsten Ereignisse der
Erde kennt kaum jemand: Erdrutsche unter Wasser, so
genannte submarine Hangrutschungen. Sie bedrohen alle
Küstenregionen, entweder direkt durch die seismische
Erschütterung, die sie auslösen, oder indem sie den Kontinentalrand
destabilisieren. Auch sie können Tsunamis
auslösen, allerdings seltener als Erdbeben dies tun.
Etwa drei Viertel aller Großstädte befinden sich in unmittelbarer
Meeresnähe. Insbesondere die Metropolen,
die an aktiven Nahtstellen liegen, also dort, wo sich Erdkrustenplatten
übereinander schieben, werden episodisch
von Erdbeben und deren Folgeerscheinungen heimgesucht.
Dies gilt u.a. für Japan, Alaska, sowie die Küsten
Nord- Mittel- und Südamerikas (Abb. 1). Doch auch im
südlichen Europa erschüttern seismische Ereignisse regelmäßig
das Leben. Vor knapp 250 Jahren erschütterte eine
Serie gigantischer Erdstöße minutenlang die portugiesische
Hauptstadt Lissabon. Als eine der folgenreichsten
Naturkatastrophen der Neuzeit vernichtete das Erdbeben
Kirchen und Paläste; Brücken und Türme stürzen ein.
Abb. 2: Zeitgenössische Illustration
des Erdbebens von Lissabon
im Jahr 1755
Etwa 60.000 Menschen
– ein Viertel der Bevölkerung
fand den Tod durch
herabstürzende Trümmer,

Flammen oder den durch das Beben ausgelösten Tsunami
(Abb. 2). Lissabon verlor aufgrund dieser Katastrophe
seine Stellung als eine der damaligen Kulturhauptstädte
Europas. Doch das Beben von 1755 war nicht das letzte
seiner Stärke. Auch in jüngster Zeit erschüttern aufgrund
von Überschiebungen vor Spanien und Portugal Beben großer
Magnitude die Region (1964: Stärke ~6.9; 1969: ~7.9).
Abb. 1: Bilder der Verwüstung
des Interstate Freeway 880
nach dem Erdbeben in Kalifornien
im Jahr 1989
expedition Erde
Ein Ziel heutiger
geowissenschaftlicher
Ozeanrandforschung ist
es, das Verständnis von
Erdbebenprozessen zu
erweitern. Das Hauptaugenmerk gilt hierbei der Untersuchung
der beim Erdbeben mechanisch versagenden
Gesteine sowie den verschiedenen Mechanismen, die
Hangrutschungen auslösen. Zukünftig sollen Methoden
zur Risikoabschätzung solcher und ähnlicher Naturkatastrophen,
die Menschen in küstennahen Gebieten und die
dortige Infrastruktur der Gesellschaft wie Anlagen zur
Energieversorgung, Schifffahrt und Telekommunikation
bedrohen, eines der Hauptanliegen geowissenschaftlicher
Ozeanrandforschung sein.
Geologischer Hintergrund
Etwa an der Hälfte allen Ozeanrands auf der Erde schiebt
sich eine ozeanische Krustenplatte unter eine kontinentale
Platte (Abb. 3). Insbesondere der Ring um den
Pazifischen Ozean besteht aus solchen so genannten Subduktionszonen,
die die topographisch steilsten Regionen
der Erde darstellen. Wenn sich die beiden Platten übereinander
schieben, kann es aufgrund der dabei ablaufenden
Prozesse und der großen Reibung zu sehr heftigen Erdbeben
kommen. Die Nahtstelle zwischen den konvergierenden
Platten am Meeresboden bildet der Tiefseegraben,
der bis zu elf Kilometer
Wassertiefe erreichen kann
(z.B. der Marianengraben
im Südwest-Pazifik).
Erodiertes Gestein vom
Abb. 3: Weltkarte mit den
größten Krustenplatten und
schwersten Erdbeben
(rote Punkte)
63

Planet Erde
Abb. 3: Schematischer Schnitt durch eine Subduktionszone. Im morphologisch tiefsten Bereich, dem Tiefseegraben,
sammelt sich viel wasserreiches Sediment an. Wird es durch die Plattenkonvergenz in große Tiefen geschoben,
baut es in der Tiefe starke Kräfte (sog. Porenwasserdruck; Schraffur) auf, der die darüber liegenden Gesteine anzuheben oder zu
sprengen in der Lage ist.
Kontinentalrand, der häufig von einer vulkanischen Gebirgskette
gesäumt ist, gelangt in diese Senke. Flüsse und
submarine Canyons transportieren weiteres Material in
den Tiefseegraben, in den zudem auch abgestorbene Mikroorganismen
aus dem Meerwasser absinken. Als Folge
finden sich in den Tiefseegräben rasch abgelagerte Sedimente
mit zunächst extrem hohen Wassergehalten von 70
bis 80 Prozent. Diese Schlämme verdichten sich im Laufe
der Zeit u. a. durch darüber geschüttetes Sediment.
Auf dem flüssigen Erdmantel driftend, gelangt die Ozeankrustenplatte
mit den auf ihr liegenden Sedimenten
unter die Kontinentalplatte. Dabei wirkt das wasserhaltige
Tiefseegrabensediment zunächst als Gleitfilm zwischen
den Platten (Abb. 3). Je tiefer die Platte gelangt, umso
mehr wird sie verformt und erhitzt. Dadurch wird der
Großteil des Wassers sowie enthaltenes Gas aus den Poren
im Sediment gequetscht und steigt auf. Diese unter
hohem Druck stehenden Wässer und Gase können, wenn
sie in die Nähe des Meeresbodens gelangen, den Kontinentalhang
destabilisieren und Rutschungen auslösen.
Ist ihnen der Weg hinauf bis zum Meeresboden jedoch
verwehrt, können sie auch in der Tiefe verharren und dort
die Gesteinsbewegung und -deformation mitbestimmen.
Physikalischer Hintergrund
Es ist lange bekannt, dass das mechanische Verhalten von
Meeressedimenten und Festgesteinen von zwei physikalischen
Größen abhängt: dem mechanischen Verhalten,
ausgedrückt als Reibungskoeffizient der enthaltenen
Mineralien und dem Porenwasserdruck. Der Reibungskoeffizient
eines Gesteins wird bestimmt durch die Scherfestigkeit
des Materials relativ zum gerichteten Druck
von oben und ist so ein Maß dafür, wann ein Gestein in
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der Tiefe zerbricht. Dies wird primär von der mineralogischen
Zusammensetzung und sekundär von im Material
enthaltenen Flüssigkeiten und Gasen, dem Fluidgehalt
kontrolliert. Der Fluiddruck stellt die Kraft dar, die im
Porenraum von Sedimenten und Gesteinen vorhandene
Gase und Wasser auf ihre Umgebung ausüben. Der Fluiddruck
wirkt folglich dem Umgebungsdruck des Gesteins
entgegen und fördert so mechanischen Bruch und Instabilität.
Dieser Vorgang ist ähnlich einer Sprengung des Gesteins,
bei der Frakturen gebildet werden (siehe Abschnitt
Erdbeben unten).
Da das Fluid zudem weniger dicht ist als sein umgebendes
Gestein, drängt es nach oben, ähnlich einem
Stück Holz unter Wasser.
Reibungsverhalten und Porenfluiddruck können in der
Natur nicht einzeln betrachtet werden, insbesondere dort
nicht, wo Tonminerale vorkommen. Da Tonminerale in
marinen Sedimenten und Sedimentgesteinen häufig sind,
gilt das nahezu überall. Zudem können magmatische und
metamorphe Gesteine unter Wassereinwirkung zu Tonmineralen
verwittern. Tonminerale sind Schichtsilikate und
bestehen aus unterschiedlich zusammengesetzten Lagen.
Insgesamt resultiert eine tafelförmige Geometrie. In, aber
auch zwischen den einzelnen Lagen können Wassermoleküle
integriert werden, so dass Tonminerale quellen und
ihre Dichte sowie Scherfestigkeit verändern. Im wassergesättigten
Zustand haben Tonminerale einen um den
Faktor drei bis fünf niedrigeren Reibungskoeffizienten als
beispielsweise Quarz und Feldspat (die beiden wichtigsten
Minerale in Krustengesteinen) oder Kalzit (der Hauptbestandteil
von Kalksteinen und Marmor) (Abb. 4).
Der Hauptgrund für den geringen Reibungswiderstand
der Tone ist – neben der Quellfähigkeit in Wasser – die

parallele Anordnung der Abb. 5: oben: Laboraufbau
einzelnen Tonmineralplätt- eines Deformationstests, wo
chen bei Deformation. ratenabhängig das Oberteil
Sowohl in der Natur als einer Probe vom Unterteil
auch im Laborversuch
abgeschert wird. Die Rolle
(Abb. 5) kann man nahe- des Porenfluiddrucks misst
zu spiegelglatte, polierte man über poröse Stifte, die in
Scherflächen sehen, an die Bruchfläche hineinragen
denen sich die Gesteine mit Drucksensoren; unten:
gegeneinander bewegt Scherfläche eines Tiefseetons,
haben. Diese Scherflächen der die Einregelung der Ton-
sind oft an der Basis submariner
Hangrutschungen
mineralplättchen illustriert
und – in ungleich größerer Tiefe – auch an der Plattengrenzstörung
von Subduktionszonen zu finden. Beim
Studium von Naturkatastrophen an Ozeanrändern
kommt diesen Störungssystemen und den herrschenden
physikalischen Größen eine besondere Bedeutung zu.
Erdbeben
Obwohl Geowissenschaftler verschiedenster Disziplinen
seit Jahrzehnten erforschen, wie Erdbeben entstehen, gibt
es nach wie vor eine Reihe offener Fragen. Verständlich,
da der Großteil aller Erdbeben in Tiefen von fünf bis
fünfzehn Kilometern bei Temperaturen von 120 bis 350
Grad Celsius an der tektonischen Plattengrenzüberschiebung
in Subduktionszonen entsteht. Ein direktes Studium
ihrer Prozesse ist daher nicht möglich (vgl. Abb. 6).
Nur in den seltensten Fällen brechen bei Erdbeben
intakte Gesteinseinheiten, meist entstehen sie entlang
vorgegebener »Sollbruchstellen«. Dies sind ältere tekto-
expedition Erde
nische Störungen, die aufgrund der andauernden Kontinentaldrift
immer wieder aktiviert werden. Entlang
solcher Verwerfungen zerbricht das mechanisch beanspruchte
Gestein, es entstehen so genannte Störungsbreckzien.
Diese können weiter verformt werden, entweder
durch Zerbrechen, kataklastisch genannt oder plastisch,
mylonitisch oder duktil genannt. Solch stark zerschertes,
aufgemahlenes Gestein, so genannte Störungsletten,
können zudem aufgrund des Fluidflusses entlang dieser
Flächen zu Tonmineralen verwittern. Bewegen sich hypersaline,
übersättigte Lösungen im Gestein, kann es zu
chemischer Ausfällung und Zementation kommen. Die
beschriebenen Prozesse beeinflussen die Belastbarkeit der
Verwerfung und die Festigkeit des Gesteinsverbandes
unterschiedlich. Während mechanische Zerkleinerung
(auch Kataklase genannt), Fluidbewegung und Verwitterung
die Reibung entlang der Störung senken, nimmt
die Festigkeit bei Zementationsprozessen zu. Umgekehrt
vermag der Zementationsprozess ein Gesteinspaket zu
„versiegeln“ und für Wässer undurchdringlich zu machen.
Die Porenfluide stauen sich auf, nehmen an Druck zu
und können andernorts das Gestein wieder sprengen und
Abb. 4: Reibungskoeffizient
verschiedener gesteinsbildender
Minerale bei unterschiedlicher
Einspannung
so genannte Hydrofrakturen
hervorrufen. In dem
komplexen Wechselspiel
von Stabilisierung und
Destabilisierung des Ge-
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Planet Erde
steinskörpers spielen zwei geophysikalische Parameter die
Hauptrolle: der Reibungskoeffizient des Gesteins und der
Porenwasserdruck im Gestein (s.o.).
Der Reibungskoeffizient von Sedimenten und Gesteinen
resultiert aus dem Reibungsverhalten der einzelnen
Komponenten. Folglich ist er mineralspezifisch. In der
Natur sind reine Tone die reibungsärmsten Gesteine,
denn sie setzen einer angelegten Scherspannung den geringsten
Widerstand entgegen. Alle Tonminerale zeigen
stabiles Gleiten, also keine ruckartigen Bewegungen, sie
fördern folglich erschütterungsarme Deformation. Bei
Quarz, Feldspat und anderen gesteinsbildenden Mineralen
hingegen nimmt die Reibungsstabilität ab, wenn
die Scherbewegung zunimmt. Dadurch kommt es zu
instabiler Bewegung und Erschütterungen. Dort wo diese
Minerale vorkommen, können also Erdbeben entstehen.
Vereinfachend kann man daher sagen, dass Tonminerale
aufgrund ihrer Materialeigenschaften Störungszonen
stabilisieren, wohingegen die meisten anderen Minerale
selbige destabilisieren.
Wenn primäre Tonminerale in große Tiefen verfrachtet
werden, haben sie einen großen Einfluss auf den Porenwasserdruck:
Der steigende Druck in der Tiefe presst das
im Kristallgitter gebundene Wasser aus. Zudem wandeln
sich z.B. das weniger stabile Smektit in das stabilere Illit
um. Diese Reaktion beginnt in Tiefen, die eine Temperatur
von etwa 60 Grad Celsius haben und ist abgeschlossen,
wenn das Tonmineral 120 bis 150 Grad Celsius
66
Abb. 6: Synoptische Darstellung einer Subduktionszone, die Stabilität der Plattengrenzstörung, sowie der Erdbebenhäufigkeit
in verschiedenen Tiefen (nach Scholz, 1998)
erreicht hat. Das bei dieser Reaktion freigesetzte Wasser
übt zusätzlichen Druck auf die Sedimente und Gesteine
dieser Tiefe auf, die bereits recht wenig Porenraum
besitzen. Dieser Porenwasserdruck erreicht lokal solche
Dimensionen, dass er die überlagernden, oft kilometerdicken
Gesteinseinheiten anhebt und so Bewegung auf
der Verwerfung ermöglicht. Tone können also bei einem
Erdbeben auf zweierlei Weise das Rutschen des überlagernden
Materials erleichtern, entweder als reibungsarme
Gleitfläche oder durch den mit ihnen einhergehenden
Anstieg des Porenwasserdrucks. Geotechnische Untersuchungen
belegen jedoch, dass die extrem niedrigen
Reibungskoeffizienten von Smektit-reichen Sedimenten
allein die Bewegung an flach einfallenden Überschiebungen
zu erklären vermögen.
Hangrutsche
Hangrutsche bestimmen nicht nur stark die Geomorphologie
von Gebirgsgürteln an Land, sondern stellen auch
untermeerisch einen wichtigen Prozess dar. Im letzten
Jahrzehnt nutzen wir Schelfe und Kontinentalhänge
immer stärker für marine Bauwerke und Konstruktionen
der Offshore-Industrie, hinzu kommt eine dichtere
Besiedelung küstennaher Regionen. Kein Wunder also,
dass das Interesse an submarinen Hangrutschungen und
ihrem Gefährdungspotential in gleichem Maße gestiegen
ist. Grundsätzlich kommen Rutschungen an allen Kon-

Abb. 7: Ausmaß einer 1997 vor Nizza stattgefundenen Hangrutschung, die eine kleine
Flutwelle vor der benachbarten Küste im Golf von Antibes auslöste
tinentalrändern in verschiedenen Größenordnungen vor.
Meistens wird hier Lockersediment mobilisiert, aber es
sind auch Fälle bekannt, wo die Flanken untermeerischer
Vulkane (z. B. Kanaren) abbrechen. Hauptantrieb ist
in jedem Fall die Gravitation, wobei im Regelfall schon
Hangneigungen von einem Grad ausreichen, das Lockermaterial
abrutschen zu lassen. Hierbei kommt es zunächst
zu langsamen Kriechprozessen, ehe die Rutschmasse so
viel Momentum aufgebaut hat, dass sie abschert. Hierbei
werden in manchen Fällen Volumina von mehr als 20.000
Kubikkilometer umgelagert. Damit stellen untermeerische
Hangrutsche einen weit wichtigeren Massenumsatzprozess
dar, als vergleichbare Phänomene an Land, die im
Regelfall 20 Kubikkilometer nicht überschreiten. Auch
die Auslaufdistanzen submariner Rutschungen liegen mit
oftmals weit über 100 Kilometer deutlich über jenen auf
den Kontinenten.
Zu den wichtigsten Auslösemechanismen untermeerischer
Hangrutsche zählen: a) Gas- oder Fluidausstoß, b)
Gashydratzersetzung, c) Belastung durch Sturmwellen,
Gezeitenwechsel, Gletscher, überlagernde Sedimente oder
tektonische Spannung, d) Erdbeben, e) Hangversteilung
und f) rasche Ablagerungsraten der Sedimente. Während
manche dieser Prozesse (z.B. Gezeitenschwankungen) nur
kleine Rutschungen auslösen, können selbstverstärkende
Prozesse wie die Zersetzung von Gashydrat oder tektonische
Bewegungen durch die Entlastung des Unterlagers
zu Großereignissen führen.
expedition Erde
Neben den natürlichen Prozessen führen vermehrt
anthropogene Einflüsse zur Auslösung von Massenumlagerungen.
Insbesondere Bauwerke am Kontinentalschelf
und -hang (Bohrinseln, Windparks, etc.) stellen eine starke,
punktuelle Belastung des Meeresgrundes dar. Im Mittelmeerraum
entlang der Cote d’Azur kommt es aufgrund der
hohen Preise für Grund und Boden zu Aufschüttung von
Halbinseln aus Sediment, um das Raumangebot zu vergrößern,
wie beispielsweise in Monte Carlo oder Nizza. In
Nizza wurde der komplette Unterbau einer Start- und Landebahn
des Flughafens künstlich aufgeschüttet. Dieses Material
hatte sich jedoch zum Zeitpunkt des Baus der Landebahn
noch nicht ausreichend gesetzt. Zudem wirkte diese
kleinmaßstäbliche Mehrbelastung des Untergrundes physikalisch
wie rasche Sedimentation oder tektonische Beladung.
Die dadurch steigenden Porenwasserdrücke destabilisierten
den Untergrund und erzeugten Hydrofrakturen als
Sollbruchstellen (s.o.). In letzter Konsequenz führte dies
zu Massenbewegungen, die einen Teil der Landebahnkonstruktion
zum Gleiten und Abrutschen nach Südwesten
brachte (Abb. 7). Trotz des relativ geringen Volumens und
Auslaufdistanzen von nur wenigen Kilometern baute sich
eine kleine Flutwelle auf, die im nicht einmal 20 Kilometer
weiter südwestlich gelegenen Golf von Antibes die Hafenpromenade
in Mitleidenschaft zog. Diese Katastrophe hätte
sich vermeiden lassen, wenn die Belastung des Sediments
durch das Bauwerk zuvor gründlich im Labortest simuliert
worden wäre (siehe beispielsweise Abb. 5, unten).
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Planet Erde
Tsunamis
Erdbeben und Hangrutsche, aber auch andere geologische
Prozesse wie Vulkanausbrüche vermögen Flutwellen
auszulösen, die eine nennenswerte Bedrohung für nahe
wie ferne Küstenregionen darstellen. Diese Tsunamis
(von japanisch tsu-nami = Hafen-Welle) entstehen durch
Massenverlagerungen unter Wasser. Ein gegebenes Gesteinsvolumen
verdrängt bei der ruckartigen Bewegung
von Krustenplatten oder Gesteinsblöcken sein Äquivalent
an Meerwasser. Dasselbe gilt für eine Rutschmasse.
Die dabei auf das Wasser übertragene Energie wandert
konzentrisch in den Ozean, oft tausende von Kilometern
weit. Es handelt sich hierbei nicht um den Transport von
Wasser, sondern lediglich um eine Übertragung von kinetischer
Energie von Wassermolekül zu Wassermolekül. In
großen Wassertiefen hat
die entstehende Welle eine Abb. 9: Bilder des Tsunamis,
geringe Höhe und große der am 26. Dezember 2004 in
Wellenlängen. Sie ist mit Südostasien die Küstenstriche
bis zu 800 Kilometern pro
überrollte. Fotos:
Stunde etwa so schnell
wie ein Flugzeug. Erreicht
John Thompson
die Welle den Kontinentalschelf, wird sie gebremst, ihre
Wellenlänge nimmt ab, die Wellenhöhe jedoch nimmt zu.
(Abb. 8). An der Küste kann sie bis über 30 Meter erreichen
und dort Gebäude und Menschenleben gefährden.
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Schon vor dem verheerenden Tsunami vom 26.12.2004
in Indonesien gab es größere Katastrophen, die jedoch
von der Weltöffentlichkeit nicht so stark wahrgenommen
wurden. Zum Beispiel löste am 17.07.1998 ein Erdbeben
der Stärke 7,1 am Meeresgrund der Bismarcksee einen
Tsunami aus. Die Welle, die Papua Neuguinea traf, kostete
mindestens 1.600 Menschen das Leben und vernichtete
ganze Küstenlandstriche und mehrere Dörfer. Wie
heftig die Auswirkungen eines Tsunamis sind, wird neben
der absoluten Energie, die durch das Erdbeben oder die
Rutschung übertragen wird, auch durch die Strömungsphysik
des Ozeans bestimmt. Läuft die Welle z.B. in eine
Bucht, so wird sie noch stärker abgebremst, der hintere
(nach wie vor schnelle) Teil läuft auf, und sie kann sich
noch stärker auftürmen.
Abb. 8: Schematischer Aufbau einer Flutwelle durch ein Erdbeben;
in Abhängigkeit der Wassertiefe ändert sich Laufgeschwindigkeit,
Wellenlänge und -höhe des Tsunamis.

Insgesamt treten mehr als drei Viertel aller Tsunamis
im Pazifischen Ozean auf (z. B. in Japan; Abb. 9).
Hauptursache hierfür ist die ringförmige Subduktion
von Ozeankruste unter (von Südwest nach Südost) Neuseeland,
Asien, Kurilen, Alaska bis nach Nord-, Mittel-
und Südamerika. An diesem so genannten »ring of fire«
entstehen die stärksten Erdbeben der Welt (z. B. Chile,
Alaska, etc.). Die entstehenden Flutwellen können im
Einzelfall den gesamten »Stillen« Ozean in weniger als
24 Stunden durchlaufen und Regionen fern der eigentlichen
Naturkatastrophe verwüsten. Aus diesem Grund
hat man Zentren zur Messung von Druckschwankungen
am Meeresgrund errichtet. Die gemessenen Daten sollen
kombiniert mit dem Wissen über Ozeanbodentopographie
sowie Strömungsmustern helfen, den Verlauf und die
potentiellen Auswirkungen von Wellen zu modellieren
und frühzeitig zu erkennen.
Im europäischen Raum sind ebenfalls Zeugnisse von
Tsunamis überliefert. Rekonstruktionen der Flutwelle, die
durch das 1755er Lissabon
Erdbeben ausgelöst wurde,
ergeben für Lissabon selbst
5 Meter Höhe, für das
spanische Cadiz 15 Meter
und für Tangiers im Norden
Marokkos 17 Meter.
Die Flutwelle erreichte
die Azoren, Madeira und
die Kapverden in wenigen
Stunden.
Ähnliche Laufzeiten
erreichte ein Tsunami, der
vor Norwegen durch die
Abb. 10: Bathymetrische Karte
der Storegga-Rutschung in
ihrer jetzigen Ausdehnung
zwischen Norwegen und
Island. In drei Schritten
wurden ca. 1.700 m 3 , 3.900 m 3
und 1.700 m 3 gas- und wasserreiches
Sediment umgelagert
und bis zu 750 km weit
verfrachtet. Die schwarzen
Balken markieren die Höhe
der durch die Rutschung
ausgelösten Flutwelle.
expedition Erde
Storegga-Rutschung ausgelöst wurde (Abb. 10). Die in
mehreren Phasen vom norwegischen Schelf nach Westen
in Richtung Island abgegangene Rutschung erzeugte an
der schottischen Ostküste Wellenhöhen von drei bis fünf
Metern. Bei der Rutschung wurden insgesamt 5.500
Kubikkilometer Material umgelagert, die zum Teil 750
Kilometer weit ins Becken liefen und heute fast 100.000
Quadratkilometer Fläche bedecken. An der schottischen
Küste ist eine charakteristische, chaotisch gelagerte
Schicht von 70 Zentimeter Mächtigkeit entdeckt worden,
die das Ereignis auf etwa 7.000 Jahre vor heute datiert.
Auslöser der Rutschung war mit größter Wahrscheinlichkeit
die Zersetzung von großen Mengen Gashydrats,
einem gefrorenen Methan-Wasser-Gemisch (s. Artikel
von E. Suess und G. Bohrmann). Da sich das Volumen
69

Planet Erde
dabei sehr stark vergrößert, stieg der Porenfluiddruck im
Untergrund dramatisch an, der Hang wurde destabilisiert.
Von der durch die Storegga-Rutschung ausgelösten Flutwelle
waren auch die Küsten Norwegens, Islands und der
Faroer Inseln betroffen.
Früherkennung von Hangrutschungen,
Erdbeben und Tsunamis
Wegen der verheerenden Folgen von Rutschungen, Erdbeben
und Tsunamis für die Menschheit wird versucht,
Vorboten dieser Phänomene in Echtzeit zu messen. Wie
70
von Messstationen konstruiert, die eine Risikominimierung
zum Ziel haben.
Die Angst vor Erdbeben, Rutschungen oder Tsunamis
ist tief verwurzelt. Daher gibt es auch schon seit geraumer
Zeit Stationen zur Früherkennung solcher Ereignisse.
Die ersten Seismometer wurden vor genau 100 Jahren
installiert, um Erdbebenaktivität zu lokalisieren und zu
registrieren. Diese ersten, an Land installierten Stationen
waren denkbar einfach: Eine tonnenschwere, aufgehängte
Metallmasse, die bei Erdbeben unbeweglich bleibt, dient
als Referenz. Im Jahr 1923 nutzten Wissenschaftler auf
Hawaii erstmals seismische Messdaten eines Erdbebens
Abb. 11: Messlanze zur Erfassung von Porenwasserdruck-Schwankungen und Temperatur über ein Profil von 5 m im flachen Ozeangrund.
Links ein Bild beim Überbordsetzen der Lanze vom Forschungsschiff; das Gerät »fällt« wie ein Fallschirm durch die Wassersäule
und dringt ins Meeressediment ein; Mitte: Station während der Messung; rechts sieht man, wie die aufgetriebene Dateneinheit
(obere orange Kugel) die Druck- und Temperaturdaten über Satellit an Land sendet. (Foto: N. Kaul)
aus obigen Ausführungen ersichtlich, sind die Fluidbewegungen
und damit verbundenen Druckschwankungen
jene Größe, die sich im Vorfeld eines Erdbebens oder
einer Rutschung verändern. Von tektonischen Kollisionszonen
und Ozeanrändern ist bekannt, dass tief wurzelnde
Schlammvulkane oder andere Fluidaustrittsstellen an der
Oberfläche Aktivität zeigen, wenn sich das Stressregime in
der tiefen Erde ändert. Für die Vorhersage katastrophaler
Ereignisse ist es daher unerlässlich, solche Strukturen zu
vermessen. Sie bilden als Überdruckventil praktisch ein
Fenster in tiefere Bereiche der Subduktionszone. Auch
die tiefe Störungszone selbst muss erforscht und mittels
Instrumenten kontinuierlich vermessen werden. Folglich
werden sowohl an Land als auch im Ozean Netzwerke
auf den Aleuten, um zu berechnen, wie sich eine Tsunamiwelle
im Pazifischen Ozean ausbreitet. Obwohl die
Prognosen relativ präzise waren, wurde von einer Evakuierung
abgesehen, und die Katastrophe nahm ihren
Lauf und zerstörte den Großteil der Fischereiflotte. In der
Folgezeit wurden größere Netzwerke mit mehr Stationen
errichtet, um seismische Aktivität durch Spannungsentladung
in der Erde aufzuzeichnen. Diese Messstationen
befanden (und befinden) sich, primär aus Kostengründen,
vornehmlich an Land. Als Herzstück beinhalten
sie differentielle Drucksensoren, deren Daten in Echtzeit
via Satellit in Datenzentren gesandt werden, um sie zur
Frühwarnung nutzbar zu machen. Andere Systeme auf
den Kontinenten messen die Erdbewegung über Senso-

en, die ihre Distanz relativ zueinander verändern. Das
digital umgewandelte Signal wird dann per Computer
ausgewertet.
Auch im Fall der Tsunamis erfassen Zentralstellen die
Druckänderungen, beispielsweise das Center for tsunami
innundation mapping efforts in Seattle/USA oder das Pacific
tsunami warning center in Honolulu/Hawaii. Dort
stehen auf leistungsstarken Computern Modelle der Ozeanbodentopographie
und der Strömungsverhältnisse verschiedener
Ozeane zur Verfügung. Messstationen in der
Tiefsee können ihre Druckdaten über Funkbojen zu den
Forschungsstationen senden. Wird nun seismische Aktivität
erfasst, starten auf den Computern mit den Daten
über Stärke und Ausbreitungsrichtung Modellierungen
der Tsunamiausbreitung, um deren möglicherweise katastrophales
Auftreffen auf die Küste vorab zu simulieren.
Auch im Indischen Ozean wird nach der Flutkatastrophe
mit Hochdruck an einem solchen Warnsystem gearbeitet,
an dem auch deutsche Wissenschaftler beteiligt sein werden.
Bisher besteht im Pazifik ein Netz von einem halben
Dutzend solcher Messeinrichtungen, das in absehbarer
Zeit auf ein Dutzend erweitert werden soll. Die höhere
Dichte an Messstationen zusammen mit der besseren
Kenntnis der Ozeanbodentopographie soll zukünftig helfen,
die unmittelbaren Auswirkungen für die Infrastruktur
an der Küste zu prognostizieren. Hierbei steht weniger
die Erdbebenforschung, sondern die genaue Kartierung
des Meeresgrunds und die Strömungsphysik im Vordergrund.
Wissenschaftler gehen mittlerweile davon aus,
dass insbesondere im flacheren, besser bekannten Teil des
Kontinentalhanges entschieden wird, ob sich eine Welle
auftürmt und mit verheerenden Folgen für die Küstenregion
zu rechnen ist.
Ein anderer Ansatz versucht, Schwankungen im
Porenfluiddruck zu nutzen, um seismische Aktivität zu
erkennen. Vor jedem Erdbeben, und wahrscheinlich auch
im Vorfeld einer Hangrutschung, wird durch Stressän-
expedition Erde
derungen im wasserhaltigen Sediment eine Zunahme
des Drucks des Porenfluids auf die umgebenden Körner
erzeugt. In manchen Kollisionszonen hat der ansteigende
Druck besonders vor großen Erdbeben Porenwasser und
Gas an Land, und möglicherweise auch am Meeresboden,
ausgepresst. Folglich entwickeln Wissenschaftler Messsysteme,
die an solchen Fluidaustrittsstellen über längere
Zeiträume messen können. Da Festinstallationen mit
Funkboje sehr kostspielig sind, wurden Einwegsysteme
entwickelt, deren Sensorlanze (Abb. 11) im Ozeanboden
stecken bleibt. Nur die Dateneinheit wird nach einem
programmierten Zeitraum von Wochen bis Monaten
abgekoppelt, treibt zur Meeresoberfläche und sendet die
Messergebnisse über Satellit zu den Forschern an Land.
Der Vorteil dieses Gerätes gegenüber einer fest installierten
Station mit Funkboje ist der um den Faktor 20 geringere
Preis. Umgekehrt muss als Nachteil in Kauf genommen
werden, dass die Daten nur zu bestimmten Zeiten
und nicht ständig übermittelt werden. Nichtsdestotrotz
könnten Weiterentwicklungen dieser preiswerten Systeme
zukünftig eine Rolle in der Früherkennung von Erdbeben
und Rutschungen spielen.
Literaturhinweise
Breidert, Wolfgang (Hg.): Die Erschütterung der vollkommenen Welt.
Die Wirkung des Erdbebens von Lissabon im Spiegel europäischer
Zeitgenossen. Darmstadt 1994.
Internetadressen zum Thema:
http://www.lissabonline.de/Lissabon-Spezial-1-Seite-1.phtml
http://www.katastrophendiskurs.de/
http://www.bmbf.de/de/2402.php
http://www.geolba.ac.at/de/geonews/2004-12-26-Tsunami.htm
http://www.disaster-management.net/tsunami_brd.htm
http://www.geolba.ac.at/de/geonews/2004-12-26-Tsunami.htm
http://www.spiegel-online/wissenschaft/erde
http://www.learn-line.nrw.de/angebote/agenda21/lexikon/tsunami.htm
Achim Kopf ist Professor für Marine Geotechnik am DFG-
Forschungszentrum Ozeanränder der Universität Bremen.
Er arbeitet seit Jahren an Deformationsprozessen an aktiven
Kontinentalrändern und Subduktionszonen.
Anschrift: Prof. Dr. Achim J. Kopf
DFG-Forschungdzentrum Ozeanränder
(RCOM)
Universität Bremen
Leobener Straße
28359 Bremen
E-Mail: akopf@uni-bremen.de
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