Erdbeben messen: Wie Seismografen funktionieren und Skalen entstehen

Wie Erdbeben gemessen werden – und was hinter den Zahlen steckt

Wenn nach einem Erdbeben von einer Stärke von 6,2 die Rede ist, klingt das für viele Menschen abstrakt. Was bedeutet diese Zahl genau? Wie wurde sie ermittelt? Und warum sprechen Medien manchmal von „Richter-Skala“, während Seismologinnen und Seismologen längst andere Begriffe verwenden? Die Messung von Erdbeben ist präziser, vielschichtiger und faszinierender, als es die eine Zahl in der Nachrichtenzeile vermuten lässt.

Was ein Seismograf eigentlich misst

Ein Seismograf – genauer gesagt: ein Seismometer – ist ein Instrument, das Bewegungen des Erdbodens aufzeichnet. Das Grundprinzip ist überraschend einfach: Eine schwere Masse ist an einem Rahmen aufgehängt oder gelagert, der fest mit dem Boden verbunden ist. Wenn der Boden bei einem Erdbeben zu schwingen beginnt, bewegt sich der Rahmen mit – die träge Masse jedoch bleibt zunächst zurück. Diese relative Bewegung zwischen Masse und Rahmen wird registriert und aufgezeichnet.

Früher geschah das mechanisch: Ein Stift, der an der Masse befestigt war, zeichnete die Schwingungen auf einem langsam rotierenden Papierstreifen auf. Das Ergebnis – die sogenannte Seismogramm-Kurve – sah aus wie eine unregelmäßige Wellenlinie und war das visuelle Abbild des Bebens.

Moderne Seismometer arbeiten elektromagnetisch oder mit hochempfindlichen digitalen Sensoren. Sie können selbst feinste Erschütterungen registrieren, die ein Mensch niemals spüren würde – beispielsweise Erschütterungen durch schwere Lastwagen in mehreren Kilometern Entfernung, Meereswellen oder sogar entfernte Explosionen.

Wellentypen: Nicht jede Erschütterung ist gleich

Ein Erdbeben erzeugt verschiedene Arten von seismischen Wellen, die sich unterschiedlich schnell durch die Erde ausbreiten und unterschiedliche Bewegungen im Boden auslösen.

• Primärwellen (P-Wellen): Sie breiten sich am schnellsten aus – in der Erdkruste typischerweise mit mehreren Kilometern pro Sekunde. P-Wellen sind Druckwellen, ähnlich wie Schall. Sie können sich durch festes Gestein, Flüssigkeiten und sogar durch den Erdkern bewegen.
• Sekundärwellen (S-Wellen): Sie folgen den P-Wellen und bewegen das Gestein quer zur Ausbreitungsrichtung. S-Wellen sind langsamer, aber in der Regel zerstörerischer. Sie können sich nicht durch flüssige Schichten ausbreiten, was Seismologinnen und Seismologen viel über den Aufbau des Erdinneren gelehrt hat.
• Oberflächenwellen: Sie breiten sich entlang der Erdoberfläche aus und sind oft die Ursache der stärksten Schäden, da sie den Boden in komplexen Mustern bewegen – rollend oder seitlich schwingend.

Dass P-Wellen früher ankommen als S-Wellen, ist kein Zufall, sondern ein nützlicher Unterschied: Aus der Zeitdifferenz zwischen dem Eintreffen beider Wellentypen an einer Messstation lässt sich berechnen, wie weit das Epizentrum des Bebens entfernt ist.

Wie Seismografen-Netzwerke zusammenarbeiten

Ein einzelner Seismograf kann eine Erschütterung registrieren – aber erst das Netz aus vielen Stationen erlaubt eine genaue Lokalisierung des Erdbebenherds. Durch die zeitlichen Unterschiede, mit denen die Wellen an verschiedenen Stationen eintreffen, lässt sich das Epizentrum – der Punkt an der Erdoberfläche direkt über dem Herd – triangulieren.

In Österreich betreibt die Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik (ZAMG), die inzwischen in GeoSphere Austria aufgegangen ist, ein landesweites Netz solcher Messstationen. Österreich liegt zwar nicht in einer der tektonisch aktivsten Zonen der Erde, ist aber keineswegs erdbebenfrei – vor allem in der Steiermark, in Tirol und in Vorarlberg kommt es regelmäßig zu spürbaren Beben.

Weltweit sind Tausende Seismometerstationen miteinander vernetzt. Globale Zentren wie das International Seismological Centre (ISC) in Großbritannien oder das USGS Earthquake Hazards Program in den USA sammeln und analysieren diese Daten in Echtzeit.

Die Richter-Skala – und warum sie heute kaum noch verwendet wird

Den Begriff „Richter-Skala“ kennen die meisten Menschen. Er geht auf den amerikanischen Seismologen Charles F. Richter zurück, der 1935 gemeinsam mit Beno Gutenberg eine erste einheitliche Skala zur Messung der Erdbebenstärke entwickelte. Die sogenannte lokale Magnitude ML war ein wichtiger Schritt: Sie ermöglichte erstmals einen systematischen Vergleich von Beben.

Die Skala ist logarithmisch aufgebaut. Das bedeutet: Jede ganze Zahl nach oben entspricht einer zehnmal größeren Bodenbewegungs-Amplitude. In Bezug auf die freigesetzte Energie ist der Unterschied noch drastischer – ein Beben der Stärke 7 setzt etwa 32-mal mehr Energie frei als eines der Stärke 6.

Der entscheidende Nachteil der Richter-Skala: Sie war ursprünglich nur für ein bestimmtes Gerätetyp und eine bestimmte Region in Südkalifornien konzipiert. Bei sehr starken Beben – ab etwa Magnitude 7 – lieferte sie unzuverlässige Werte. Seismologinnen und Seismologen sprechen dann von einer „Sättigung“ der Skala.

Die Moment-Magnitude: der heutige Standard

Seit den 1970er-Jahren hat sich die Moment-Magnitude (Mw) als wissenschaftlicher Standard durchgesetzt. Sie wurde von Hiroo Kanamori und Thomas Hanks entwickelt und basiert auf dem seismischen Moment – einer physikalischen Größe, die direkt mit der freigesetzten Energie zusammenhängt. Dabei fließen ein, wie groß die Bruchfläche einer Verwerfung war, wie weit sich die Gesteinsschichten verschoben haben und wie steif das Gestein ist.

Die Moment-Magnitude ist konsistent über alle Stärken hinweg und kennt keine Sättigung. Wenn heute in Nachrichten von einem Beben der „Stärke 7,8″ die Rede ist, ist in der Regel die Moment-Magnitude gemeint – auch wenn manchmal noch der Begriff „Richter-Skala“ fällt, was streng genommen nicht korrekt ist.

Intensität versus Magnitude: ein wichtiger Unterschied

Neben der Magnitude – die die am Herd freigesetzte Energie beschreibt – gibt es die Intensität. Sie beschreibt, wie stark ein Erdbeben an einem bestimmten Ort wahrgenommen wird und welche Schäden es anrichtet.

Dafür wird vor allem die Europäische Makroseismische Skala (EMS-98) verwendet, in Europa auch die ältere Mercalli-Skala. Diese Skalen reichen typischerweise von I (kaum spürbar) bis XII (vollständige Zerstörung). Sie basieren nicht auf Instrumentenmessung, sondern auf Beobachtungen: Wie viele Menschen haben das Beben gespürt? Welche Schäden sind an Gebäuden entstanden? Sind Erdrutsche aufgetreten?

Ein Erdbeben kann also eine einzige Magnitude haben, aber je nach Entfernung, Bausubstanz und Untergrundverhältnissen sehr unterschiedliche Intensitäten an verschiedenen Orten erzeugen. Weiche, wassergesättigte Böden verstärken Erschütterungen erheblich – ein Effekt, der beim verheerenden Erdbeben in Mexiko-Stadt 1985 eine entscheidende Rolle spielte.

Frühwarnsysteme: Können Erdbeben vorhergesagt werden?

Eine vollständige Vorhersage von Erdbeben – wann, wo und wie stark – ist nach aktuellem Stand der Wissenschaft nicht möglich. Was jedoch funktioniert, sind Frühwarnsysteme, die nach dem Einsetzen eines Bebens wenige Sekunden bis Minuten Vorwarnzeit für weiter entfernte Gebiete erzeugen können.

Diese Systeme nutzen genau den beschriebenen Zeitunterschied zwischen P-Wellen und den langsameren, schadensintensiveren S-Wellen und Oberflächenwellen. Wenn ein Netz von Seismometern die ersten, schnellen P-Wellen detektiert, kann automatisch ein Alarm ausgelöst werden, bevor die zerstörerischeren Wellen eintreffen.

In Japan ist ein solches System seit Jahren im Einsatz: Züge bremsen automatisch ab, Krankenhäuser sichern laufende Operationen, Industrieanlagen fahren kritische Prozesse herunter. Die Vorwarnzeit beträgt oft nur wenige Sekunden – aber auch das kann Leben retten.

Was Seismogramme noch verraten

Seismische Messungen dienen nicht nur der Erdbebenforschung. Die Analyse von Wellenverläufen hat der Wissenschaft ein detailliertes Bild des Erdinneren geliefert – ohne dass je jemand dort gewesen wäre. Weil sich P- und S-Wellen in verschiedenen Materialien unterschiedlich schnell ausbreiten und an Schichtgrenzen gebrochen oder reflektiert werden, lässt sich aus dem Seismogramm rekonstruieren, durch welche Schichten die Wellen gewandert sind.

So konnte die Existenz des flüssigen äußeren Erdkerns nachgewiesen werden – er lässt keine S-Wellen durch, was bestimmte Messstationen in einem „Schatten“ liegen lässt. Der feste innere Kern wurde durch die Analyse von Laufzeitanomalien entdeckt.

Auch Kernwaffentests hinterlassen charakteristische seismische Signaturen – was internationale Überwachungsnetzwerke wie das des Comprehensive Nuclear-Test-Ban Treaty Organization (CTBTO) nutzen, um illegale Tests aufzuspüren.

Fazit

Hinter der schlichten Zahl in der Schlagzeile steckt ein komplexes System aus Physik, Geologie, Messtechnik und internationaler Zusammenarbeit. Seismografen registrieren, was der Mensch nicht spürt, Netzwerke lokalisieren den Herd in Sekunden, und verschiedene Skalen beschreiben dasselbe Ereignis aus unterschiedlichen Blickwinkeln. Die Magnitude sagt, wie viel Energie freigesetzt wurde – die Intensität, was das vor Ort bedeutete. Wer diesen Unterschied kennt, liest Erdbebenberichte mit einem anderen Verständnis.