Nr. 6. 1908. 



Naturwissenschaftliche Rundschau. 



XXIII. Jahrg. 67 



rutschungen (Dislokationen) eintreten können, die 

 starke Erschütterungen der Erdoberfläche bewirken. 

 Alle Erdbeben werden durch Gleichgewichts- 

 störungen in der festen Erdkruste verursacht, und 

 die große Zahl der starken Erdbeben mit großem 

 Erdschütterungsgebiet wird auf den Schrumpfungs- 

 prozeß der sich immer weiter abkühlenden Erde 



Fig. 3. 



Karte des ersten Herzogenrather Erdbebens vom 22. Oktober 1873. 

 — Homoseisten für je 1 Minute. Pleistoseiste , Begrenzung des am stärkste 



erschütterten Gebietes. I. laoseiste, Begrenzung des stark erschütterten Gebiete 



II. Isoseiste, Begrenzung des fühlbar erschütterten Gebietes * Epizentruni. 



zurückgeführt, indem mit der Schrumpfung Lagen- 

 änderungen der Erdrinde (Faltungen, Zerreißungen, 

 Verschiebungen , Senkungen usw.) verbunden sind, 

 und jede solche Spaltung und Verwerfung größerer 

 Schichtenteile längs einer neu gebildeten oder schon 

 vorhandenen Spalte muß notwendig ein Erdbeben 

 zur Folge haben. Neben diesen mit gebirgsbildenden 

 Vorgängen verbundenen sogenannten tektonischen 

 oder Dislokationsbeben spielen die vulkanischen 

 Beben, welche die Ausbrüche der Vulkane begleiten 

 und durch die plötzlich starke Dampfentwickelung 

 im Grunde des Vulkans ausgelöst werden, sowie die 

 Einsturzbeben, welche durch den Einsturz unter- 

 irdischer, durch Gesteinsauf lösung und 

 Auswaschung entstandener Hohlräume 

 verursacht werden, nur eine unter- 

 geordnete Rolle, da sie nur eine be- 

 schränkte Verbreitung mit kleinem 

 Schüttergebiet besitzen. Eine scharfe 

 Trennung zwischen tektonischen und 

 vulkanischen Beben ist allerdings nicht 

 immer möglich, da auch die Vulkane 

 durchweg auf den großen Bruchspalten 

 der Erde liegen und längs dieser Spal- 

 ten leicht weitere Verschiebungen ein- 

 treten und Erdbeben bewirken können 

 Rdsch. 1907, XXII, 597.) 



In physikalischer Beziehung ist die Erde als ein 

 starrer, elastischer Körper anzunehmen, so daß sich 

 von einem Punkte in der Erdrinde, der in seiner 

 Gleichgewichtslage gestört wird, die Störung von 

 Teilchen zu Teilchen in Form longitudinaler Wellen 

 fortpflanzt. Diese Erdwellen kommen an den ein- 



zelnen Punkten der Oberfläche des gestörten Gebietes 

 zu verschiedenen Zeiten und unter verschiedenen 

 Winkeln an und erzeugen in der Erdoberfläche so- 

 genannte Oberfläch enwellen. Ist xy (Fig. 2) 

 ein Stück des Bebengebietes an der Erdoberfläche 

 und C der Bebenherd, so erreichen die kugelförmigen 

 Erdwellen W 1 W 2 usw. zuerst den Punkt A (Epi- 

 zentrum) der Erdoberfläche, der 

 senkrecht über dem Bebenherd C 

 liegt, und in A und dem epizentralen 

 Gebiet an äußert sich das Beben 

 in stoßförmigen (sukkursorischen) 

 Bewegungen des Erdbodens, die von 

 den Menschen direkt wahrgenom- 

 men werden (Ortsbeben , primäres 

 Schüttergebiet). In dem benach- 

 barten, sekundären Schüttergebiet 

 ab, das mehr oder weniger ring- 

 förmig bis zu 500 km Entfernung 

 das primäre Gebiet umgibt, werden 

 keine direkten Stöße mehr vom Men- 

 schen empfunden , aber die Boden- 

 schwingungen sind noch körperlich 

 fühlbar. Außerhalb dieses sog. ma- 

 kroseismischen Gebietes pflanzen sich 

 die Wellen zwar oftmals als mikro- 

 seismische oder Fernbeben noch meh- 

 rere tausend Kilometer fort, aber ihre Wahrnehmung 

 gelingt nur noch mit empfindlichen Meßinstrumenten. 

 Die auf den Wellenflächen (homoseistischen Flächen) 

 senkrechten Strahlen wie S x , S 2 , S 3 , in deren Richtung 

 sich die Kraft fortpflanzt, nennt man Stoßstrahlen, 

 und den Winkel, welchen sie mit der Erdoberfläche 

 bilden, Emergenzwinkel. Die Karte (Fig. 3) zeigt 

 die Homoseisten des Herzogenrather Erdbebens vom 

 22. Oktober 1873 nach A. v. Lasaulx. 



Bei der sehr verschiedenen Zusammensetzung der 



Erdrinde erfährt das einzelne Bodenteilchen neben 



der Wirkung des Stoßes und der gleichförmigen 



Elastizitätswelle noch mancherlei Hemmungen und 



Fig. 4. 



(Vgl. auch 



Ablenkungen. Der verstorbene japanische Erdbeben- 

 forscher Sekiyas hat ein vergrößertes Drahtmodell 

 der wirklichen Bewegung eines Bodenteilchens nach 

 den Aufzeichnungen eines Seismometers bei dem 

 japanischen Erdbeben vom 15. Januar 1887 ange- 

 fertigt. Die Fig. 4 gibt das 20 Sekunden umfassende 

 zweite Drittel dieses Modells wieder; die Zahlen 

 deuten den Verlauf der Bewegung an. (Forts, folgt.) 



