Geschichte der Geowissenschaften: Allgemeine Geologie

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Neumayr, Uhlig (1897)
Geo­logie

Inhalt:
● Ursachen der Erdbeben
● Die drei Erdbebentypen
● Einsturzbeben
● Vulkanische Beben
● Tektonische Beben
● Abb. 171: Verschiebung
● Beispiel Japan 1881
● Relaisbeben
● Beispiel Belutschistan 1892
--- [2]
● Abb. 174: Kathedrale Paterno
● Untersuchungsmethoden
● Statistische Methoden
● Erdbeben und Jahreszeiten
● Korrelation mit Klima
● Erbebendienste
● Epizentrum
● Abb. 173: Ausbreitung
● Tiefenbestimmung
● Analyse der Beschädigungen
● Richtung der Beben, Schäden
● Zeitablauf Erdbebenwellen
--- [3]
● Isoseisten-karte
● Tiefe des Bebens, Dutton
● Art der Wellenbewegung
● Ermittlung Geschwindigkeit
● Differenzierte Ermittlung v.
● Art der Erdbebenwellen
● Messinstrumente
● Abb. 176: Autograph
● Wellen an der Erdoberfläche
● Abb. 177: Bewegung Teile
● Ausblick zur Forschung
● Wichtige Observationen

Foto/Scan - Digital Bearbeitet: (W.Griem, 2007, 2020); von: M.Neumayr / V.Uhlig  (1897)  "Abb. 175: Karte eines Erdbebens – Isoseisten-karte , Original Größe der Abbildung: 13 cm x 8 cm.
Titel: Karte eines Erdbebens – Isoseisten-karte von Charlston; nach Dutton.

Neumayr, M. Uhlig, V. (1897): Erd­ge­schichte. - Band 1: 692 Seiten, 378 Abbil­dun­gen; Band 2: 700 Seiten, 495 Abbil­dungen, Verlag Biblio­graphi­sches Insti­tut, Leip­zig und Wien.
[Samm­lung W. Griem]

Die Abbildungen wurden mit einem HP Scanjet G3110 mit 600dpi eingescannt, danach mit Corel Draw - Photo Paint (v. 19) digital bearbeitet. Speziell Filter der Grau­stufen­verbesserung, Elimination von Flecken sowie Ver­besserung der Schärfe wurden bei der Bild­bearbeitung angewandt (W. Griem 2020).

Die Texte wurden mit einer Pentax Kr-3 II digi­talisiert und später mit ABBYY (v.14) ver­arbeitet und zur OCR vor­bereitet. Fraktur­schriften wurden mit ABBYY Fine Reader Online in ASCII umge­wandelt; "normale" Schrift­arten mit ABBYY Fine Reader Version 14.
Die Texte wurden den heutigen Recht­schreib­regeln teil­weise ange­passt, es wurden erläuternde und orien­tierende Zeilen ein­gefügt (W.Griem, 2020).

Untersuchungsmethoden der Erdbeben.

Original Text von Neumayr & Uhlig, 1897: Erdbeben [3]
p. 355 in der OCR Version; p.331  in der Fraktur Version

[vorheriger Text]
Tiefe des Bebens nach Dutton:
In neuerer Zeit hat CH. Dutton gelegentlich der Bearbeitung des Bebens von Charleston im Jahrs 1886 eine neue Methode zur Ermittlung der Tiefe des Herdes vorgeschlagen, welche der Bedeutung der transversalen Wellen gerecht zu werden sucht. Aber leider ist auch diese Methode nicht frei von Fehlern: sie setzt eine gleichmäßige Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Bebenwelle voraus, während wir annehmen müssen, daß dieselbe mit der Tiefe wegen der daselbst größeren Elastizität der Gesteine bedeutend wachse. Dutton findet auf Grund seines Verfahrens zwei nahe benachbarte Herde von etwa 13 und von etwa 19 km Tiefe; A. Schmidt leitet dagegen für dasselbe Erdbeben eine Herdtiefe von wahrscheinlich über 100 km ab.

Art der Wellenbewegung
Besondere Aufmerksamkeit hat man ferner der Ermittlung der Art der Wellenbewegung bei Erdbeben und ihrer Fortpflanzungsgeschwindigkeit zugewendet, beides Probleme der schwierigsten Art, zu deren allseitiger Lösung gegenwärtig nicht mehr als die ersten tastenden Versuche gemacht sind. Was zunächst die Fortpflanzungsgeschwindigkeit betrifft, so beruht die Bestimmung derselben hauptsächlich auf der Vergleichung des zeitlichen Eintreffens der Stöße an verschiedenen Stellen des Schüttergebietes. Nun sind aber diese Zeitbestimmungen in Wirklichkeit, wie wir gesehen haben, größtenteils so wenig verläßlich, die Fehlergrenzen so weit, daß das Ergebnis dadurch in unzulässigem Grade beeinflußt wird. Nur bei Auswaschungs- und bei vulkanischen Beben ist das Ausgangsgebiet ein zentrales und räumlich beschränktes, bei der Mehrzahl der Beben dagegen erfolgt die Erschütterung im eigentlichen Schüttergebiet fast gleichzeitig; sie geht von einer gegen die Oberfläche verschieden geneigten, weit gedehnten Fläche aus, und in diesem Falle wird die Bestimmung der Fortpflanzungs-geschwindigkeit wohl nur in den seitlich vom Schüttergebiet gelegenen Gegenden eintreten können. Endlich wird die Bebenbewegung durch eine Reihe verwickelter Faktoren beeinflußt, deren Bedeutung wir zwar im allgemeinen kennen, für die wir aber nur in Ausnahmefällen eine bestimmte Fassung werden vornehmen können. Wir wissen, daß die Geschwindigkeit der Elastizitätswellen im allgemeinen von der Dichte, der Homogenität und der Elastizität des Materials abhängt. Nun ist aber unsere Erde, welche die Bebenwelle fortleitet, weit entfernt davon, ein homogener Körper zu sein, und Dichte und Elastizität sind in den verschiedenen Teilen derselben bedeutenden Schwankungen unterworfen. In größerer Tiefe ist das Material der Erdkruste unzweifelhaft viel elastischer und homogener als nahe der Oberfläche. Die äußerste Kruste der Erde zeigt einen ungemein vielfachen Wechsel verschiedenartiger Gesteine; Myriaden von Spalten, Schichtfugen und Höhlungen durchziehen die Gesteinsmasse, und dazu kommen noch die verschiedenen Grade der Durchtränkung und die verschiedenen Temperaturen. Endlich ist noch zu berücksichtigen, daß die Elastizität der Gesteine gewisse Grenzen hat; werden diese überschritten, so wird ein Teil der lebendigen Kraft zur Bildung von dauernden Deformationen des Festen verwendet und die Arbeit in Wärme umgesetzt. Auf diese Weise verliert der Stoß gegen die Oberfläche immer mehr an Intensität.

Ermittlung der Fortpflanzungs-Geschwindigkeit:
Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Bebenwelle muß aus diesen Gründen in der Tiefe wesentlich größer sein als nahe der Oberfläche. Mit der Hemmung der Bebenwelle und der Verringerung der Fortpflanzungsgeschwindigkeit in der Nähe der Oberfläche muß auch eine Ablenkung der Stoßrichtung, des „Emergenzwinkels", eintreten. Da wir nun aber genötigt sind, bei unseren Bestimmungen von der Oberfläche auszugehen, so ergibt sich, wie schwierig und wenig verläßlich die Schlüsse sind, welche wir auf die an der Oberfläche gewonnenen Werte gründen.

Die ersten Schritte zur experimentellen Ermittlung der Geschwindigkeit der Erschütterungen im Gestein wurden von R. Mailet unternommen, welcher durch Versuche mit Sprengmitteln erwiesen hat, daß die Fortpflanzungsgeschwindigkeit von der Stärke des Anstoßes abhängig ist. Dies wurde später von H. Abbot durch Beobachtungen gelegentlich der großen Sprengungen bei Hallet's Point in der Nähe von New York bestätigt, und es zeigte sich auch, daß die Geschwindigkeit abnimmt, je weiter die Welle vordringt. Daß die Fortpflanzung in der Streichrichtung der Schichten rascher vor sich geht, als senkrecht darauf, ist schon seit längerer Zeit bekannt. Quer zum Streichen stehen die zahllosen Schichtfugen störend im Wege und wirken abschwächend und verzögernd. I. Milne konnte ferner erweisen, daß den verschiedenen Komponenten einer Erschütterung eine verschiedene Geschwindigkeit zukommt. Natürlich spielt auch das Material, welches den Erregungszustand weiterführt, eine wichtige Rolle; so geschieht die Fortpflanzung in losem Sande viel langsamer als in dem weit elastischeren kompakten Granit oder Kalkstein. Vergleicht man die Zahlenwerte, welche von verschiedenen Forschern zu verschiedenen Zeiten ermittelt sind, so zeigt es sich, daß die neueren Angaben fast durchaus größere Geschwindigkeiten aufweisen; sie dürften, weil auf genauere Versuche begründet, mehr Vertrauen verdienen. Dies gilt besonders von den durch Michel Levy und Fouque gefundenen Zahlen, welche wir hier Mitteilen.


Die Geschwindigkeit beträgt:                
im Granit: 2450-3141 m                
im kompakten Kohlensandstein: 2000-2526 m                
im weniger festem Permsandstein: 1190 m                
im kambrischem Marmor: 632 m                
in den Sanden von Fontainebleau ungefähr: 300 m

Neben der mineralischen Beschaffenheit sind auch noch die Struktur, die Porosität und die Durchtränkung von Einfluß.

Nach dem oben Mitgeteilten müssen Beben, deren Herd in geringer Tiefe zu suchen ist, eine mäßige Fortpflanzungsgeschwindigkeit aufweisen. Dies trifft in der Tat zu. Wohl die geringste Zahl, 20 meter in der Sekunde, findet A. Schmidt für das Schwäbische Alb-Beben vom 14. Oktober 1890, dessen Herd in die Tiefe von ungefähr 100 m verlegt wird. Diesem fast befremdend niedrigen Wette reihen sich zunächst die von Rossi bestimmten und zwischen 100 und 300 m schwankenden Geschwindigkeiten für italienische Beben an; für das Beben von Herzogenrath von 1873 gibt Lasaulx 360 m, für das zweite Beben von Herzogenrath 475 m an, für das rheinische Beben von 1846 ermittelte Schmidt 560 m, für das mitteldeutsche von 1872 wurde 742 m, für das Wernojer vom 9. Juni 1887: 265—850 m, für das andalusische von: 25. Dezember 1884: 1500 — 2000 m, für das Charlestoner vom Jahr 1886 gar 5100—5200 m in der Sekunde gefunden.

Auffallend hoch erscheint die Fortpflanzungsgeschwindigkeit des Charlestoner Bebens, und doch dürfte gerade dieser Wert besonders vertrauenswürdig sein, da über dieses Beben eine größere Anzahl genauer Zeitangaben vorlag als bei allen früheren Beobachtungen. Die Theorie fordert für die Fortführung der Stoßwelle in kieseligen Massen (Glas) von unbegrenzter Ausdehnung die Geschwindigkeit von 4724—5333 m in der Sekunde, so daß also in dieser Richtung Übereinstimmung bestände. Die Geschwindigkeit der mikroseismischen Welle, welche wir schon im vorhergehenden besprochen haben, steht nach der Mehrzahl der Angaben zwischen den für das andalusische und das Charlestoner Beben ermittelten Werten, nähert sich aber mehr dem ersteren. Allem Anscheine nach werden wir für die mikroseismischen Wellen, welche sich in größerer Tiefe wahrscheinlich mit mehr gleichmäßiger Geschwindigkeit fortpflanzen, in nicht zu ferner Zeit durch Beobachtungen an Horizontalpendeln, an seismischen und astronomischen Apparaten zuverlässige Zahlen erhalten. Weit schwieriger dagegen wird stets die Ermittlung der Geschwindigkeit der eigentlichen Bebenstöße bleiben.

Differenzierte Ermittlung der Fortpflanzungs - Gewschindigkeiten:
In neuerer Zeit gingen die Bemühungen auch dahin, etwaige Unterschiede der Fortpflanzung in verschiedenen Teilen der Schüttergebiete bestimmter aufzufassen. Man hat die Wahrnehmung gemacht, daß die Wellen örtlich voraneilen, an anderen Stellen dagegen Zurückbleiben; so war z. B. bei dem ligurischen Beben vom 23. Februar 1887 die Fortpflanzungsgeschwindigkeit in der Richtung nach Westen, also gegen Nizza und Marseille, etwas größer (im Mittel 1450 m), und kleiner nach Genua (im Mittel etwa 580 m). Es wurde sogar beobachtet, daß die Geschwindigkeit mit wachsender Entfernung vom Epizentrum zunehme, ein Verhältnis, das der allgemeinen Regel nicht entspricht, wohl aber nach A. Schmidt dann zutrifft, wenn der Erdbebenherd sehr nahe der Oberfläche gelegen ist. In solchen Fällen wird auch mit der Möglichkeit gerechnet werden müssen, daß die Geschwindigkeitszunahme einem Relaisbeben oder einem Simultanbeben im Sinne Reyers zuzuschreiben sei. Der Hauptgrund für die verschiedene Fortpflanzung nach verschiedenen Richtungen liegt aber wohl im geologischen Bau des erschütterten Gebiets; so üben größere Gebirgskerne zumeist einen verzögernden Einfluß auf die Bebenwelle aus. Dies zeigte sich bei dem andalusischen Beben, bei welchem die kristallinischen Kerne der Sierra de Ronda im Westen und der Sierra Nevada im Osten für die Verbreitung der Stöße maßgebend waren. Versucht man es, die Punkte gleichstarker Erschütterung, die Isoseisten, festzustellen und kartographisch zu verzeichnen, so erhält man ein graphisches Bild des Wellenganges, und in diesem müssen die Einflüsse der geologischen Gestaltung zum Ausdruck kommen. So erkennt man z. B. aus der Isoseistenkarte des Charlestoner Bebens (s. Abbildung 175), daß die Bebenwellen am Rande der Appalachen eine Verzögerung erfuhren, aber nur jene, welche Zerstörungen des 6., 5. und 4. Grades der Rossi-Forelschen Intensitätsskala hervorgebracht haben; die dem 2. und 3. Intensitätsgrade entsprechenden Wellen wurden nicht beeinflußt. Es braucht wohl kaum betont zu werden, daß derartige Isoseistenkarten nach unseren gegenwärtigen Hilfsmitteln keinen Anspruch auf Exaktheit erheben können; hierzu fehlt uns eine Intensitätsmaßeinheit. Wir sind auf die Vergleichung der Wirkungen angewiesen, und diese werden in demselben Falle von verschiedenen Beobachtern verschieden beurteilt werden, ja sogar derselbe Forscher wird im Laufe der Arbeit seinen persönlichen Maßstab unbewußt verändern, wie dies C. Dutton, der Verfasser der Isoseistenkarte des Charlestoner Bebens, sehr richtig hervorgehoben hat. Trotzdem sind solche Arbeiten nützlich und fördern unsere Einsicht.

Art der Erdbebenwellen:
Wohl noch größere Schwierigkeiten als die Fortpflanzungsgeschwindigkeit bereitet die Frage nach der Art der Erdbebenwellen. Daß die sogenannten sukkussorischen oder subsultorischen Stöße durch normale Elastizitätswellen hervorgerufen werden, unterliegt keinem Zweifel: die Teilchen der Erdoberfläche werden hierdurch zu einer nach aufwärts und abwärts gerichteten Bewegung veranlaßt. Diese aber muß nach den Gesetzen der Mechanik an der Oberfläche transversale Wellenbewegungen, analog den bekannten Gravitationswellen des Wasserspiegels, anregen und hierdurch die Teilchen zum Ausweichen in seitlicher Richtung veranlassen. Eine weitere Komplikation erfährt die Wellenbewegung noch dadurch, daß an der Oberfläche eine Reflexion der Beben- wellen nach innen eintreten muß. Dazu kommt aber noch, daß die Bebenwellen in den oberen Teilen der Erdrinde durch die daselbst vorhandenen Myriaden von Klüften, Spalten, Schichtfugen, Höhlungen und den häufigen Wechsel von Gesteinen ungleicher Elastizität und Dichte offenbar in höchst mannigfaltiger Weise beeinflußt werden und bereits deformiert an die Oberfläche treten. Unter diesen Umständen kann die Art der Bewegung, welche die Oberfläche darbietet, nur in beschränktem Maße über die Wellenbewegung in größerer Tiefe Ausschluß geben. Nun ist es, dank den Bemühungen und dem Scharfsinn der Seismologen, in Japan tatsächlich gelungen, die seismische Bewegung eines Teilchens der Erdoberfläche festzustellen und zu messen, und zwar durch sehr sinnreiche Vervollkommnungen der sogenannten Seismometer, von denen schon wiederholt die Rede war, und über die wir an dieser Stelle einige Bemerkungen einstigen wollen.

Messinstrumente:
Instrumente zur Feststellung des Eintretens, der Richtung und Stärke eines Erdstoßes hat man auf verschiedene Art konstruiert. So ist z. B. eine flache Schüssel, in welcher sich mit Kleie bestreutes Wasser befindet, ein Seismometer der rohesten und einfachsten Art. Eine leise Erschütterung genügt, um das Wasser ins Schwanken zu bringen; die Kleie bleibt dann an den Wänden der Schüssel kleben und bezeichnet durch ihre Lage die Richtung des Stoßes. Schon bedeutend besser ist eine Vorrichtung, die aus einem Becken mit acht genau in gleicher Höhe in den Seitenwänden gleichmäßig verteilten Löchern besteht. Das Becken wird bis zum Unterrande der Löcher mit Quecksilber gefüllt, und jede Erschütterung wird durch die ihrer Richtung entsprechenden Öffnungen eine je nach ihrer Stärke größere oder kleinere Menge Quecksilber ausschütten, das in kleinen Schüsselchen ausgefangen wird. Andere Seismometer bestehen im wesentlichen aus einem Pendel, z. B. einem Faden mit daran hängendem Bleilot und mit einer nach unten gerichteten Spitze, welche eine Sandfläche oder eine berußte Glastafel eben noch berührt. Eine Erschütterung bringt das Lot zum Schwingen und läßt es eine Furche im Sande oder auf der Tafel ziehen. Um die Zeit zu ermitteln, wann ein Stoß eintritt, haben R. von Seebach und Lasaulx Apparats vorgeschlagen, bei denen durch die Erschütterung entweder eine stehende Uhr in Gang gebracht oder eine gehende gehemmt wird.

Abb. 176: Autograph des Erdbebens von Tokio.

Natürlich genügen so rohe Instrumente nicht den Anforderungen der fortgeschrittenen Wissenschaft. Man hat zunächst in Italien genauere Seismometer gebaut; aber der erste wirklich bedeutende Fortschritt wurde durch den Wagenerschen Erdbebenmesser in Japan angebahnt. Derselbe schreibt nicht nur die Zeit und Richtung des Stoßes selbsttätig mit einem Stifte auf Papier nieder, sondern gibt auch in etwas vergrößertem Maßstab die Größe der Bewegung an, welche die Erdoberfläche erleidet. Die obenstehende Zeichnung gibt das Autograph eines leichten Erdbebens, das in Tokio am 25. Juli 1880 stattgefunden hat, des ersten, welches überhaupt auf diesem Wege beobachtet wurde. Wir sehen um 2 Uhr 3 1/10 Minuten die Erschütterung mit einigen leisen Zuckungen beginnen und einen etwas stärkeren Stoß folgen, bei dem die Horizontalbewegung der Erdoberfläche ½ mm betrug. Nach wenigen leichten Schwingungen folgte wieder ein merklicher Stoß mit 1 mm Erdbewegung, der ½  Minute nach Beginn der Erschütterung eintrat; dann 48 Sekunden hindurch nur leichte Schwingungen, auf welche der stärkste Stoß mit 1,67 mm Bodenbewegung erfolgte. Ihm schlossen sich wieder leichte Vibrationen an, mit Einschluß deren das ganze Beben gerade 2 Minuten dauerte, wie es obenstehend von des Erdbebens eigener Hand geschrieben zu sehen ist. Bald genügte aber auch dieser Apparat nicht, denn er gibt nur die Bewegung eines Teilchens in horizontaler Richtung an. Den Pendelapparaten hastet ferner der Nachteil an, daß die Pendel, einmal in Bewegung gesetzt, weiter schwingen. Seither haben Gray, Milne, Ewing und andere so vortreffliche Verbesserungen an den Seismometern ausgeführt, daß diese nunmehr nicht nur die vertikale, sondern auch die beiden horizontalen Komponenten der Erschütterung gesondert verzeichnen und auf rotierendem photographischen Papier selbsttätig registrieren.

Auf Grund der Aufzeichnungen dieses Gray-Milneschen Seismographen hat Professor Sekei Sekiya ein aus Kupferdraht gefertigtes Modell hergestellt, welches in fünfzigfacher Vergrößerung die Bewegung eines Erdteilchens von der ersten bis zur 72. Sekunde während eines Erdbebens (es war das vom 25. Januar 1887) zur Anschauung bringt (s. Abbildung - 177) und den unmittelbaren Beweis liefert, wie außerordentlich kompliziert die Bewegungen der Oberflächenteilchen unter der Einwirkung der Bebenwellen gestaltet sind. Die größte seitliche Abweichung beträgt in diesem Falle 7,3 mm, die größte vertikale Bewegung 1,3 mm. Es traten zuerst kleine Erzitterungen, 5—6 m der Sekunde, auf, dann folgten Oszillationen von 1/2—2 und 2 ½ -Sekunden Schwingungsperiode, und nach der 71. Sekunde hörten die Vertikalbewegungen fast ganz auf, dagegen dauerten die horizontalen noch mehr als eine Minute mit großer Stärke fort. Die Wellenperiode oder die Zeitdauer einer Welle ist nach den Aufzeichnungen des Seismographen von der Intensität des Stoßes abhängig.

Wellen an der Erdoberfläche:
Die Tatsache ist jedenfalls sehr merkwürdig, daß bei einem schon recht merklichen und Schrecken verursachenden Beben, wie das hier besprochene, die vertikale Bewegung der Teilchen wesentlich stärker ausholende Bodenbewegungen vorauszusetzen. Selbstverständlich können die Angaben des Seismometers über Amplitude und Schwingungsperiode der Oberflächenteilchen keine absolute Basis für die exakte Charakterisierung der tieferen Wellen abgeben; es ist aber nichtsde­stoweniger schon ein großer Gewinn für die Wissenschaft, wenn zunächst die faktische Oberflächenbewegung festgestellt ist, und es kann keinem Zweifel unterliegen, daß diese besonders in Japan geförderte Forschungsrichtung für die Zukunft noch reiche Früchte verheißt .

Abb. 177: Bewegung eines Erdteilchens 

Man findet häufig die Angabe, daß sich Erdbeben in Bergwerken oder tiefen Brunnen viel schwächer fühlbar machen als auf der Oberfläche; es fehlt aber bis jetzt an exakten Bestimmungen in dieser Richtung. Sekiya und Omori haben sich der Ermittlung dieses Verhältnisses zugewendet und durch Vergleich der Aufzeichnungen eines auf der Oberfläche und eines möglichst genau gleichen, in einem 6 m tiefen Brunnen angebrachten Seismographen festgestellt, daß bei schwachen Beben kein wesentlicher Unterschied zwischen der Oberfläche und der Tiefe besteht; wohl aber existiert ein solcher in auffallendem Maße für die kleinen, raschen Erzitterungen, in geringerem Grade für die Hauptstöße.

Ausblick (1897) auf die zukünftige Erdbebenforschung:
Wie wir gesehen haben, sind auf dem Gebiet der Erdbebenforschung hauptsächlich nach zwei Richtungen hin große Erfolgs zu erwarten: durch Erfassung des Zusammenhanges zwischen den Erdbeben und dem geologischen Bau der betroffenen Gegenden und durch die systematische Beobachtung und experimentelle Untersuchung mit Hilfe der Seismographen. Was in letzterer Hinsicht bisher geschehen ist, gereicht wohl den beteiligten Staaten und Forschern zu großer Ehre und ist auch gewiß nicht gering anzuschlagen, aber vorläufig bilden diese Bestrebungen nur einen vielversprechenden Anfang. Erst wenn wir über ein alle Kulturstaaten überspannendes Netz von Beobachtungsstationen verfügen und diese Arbeiten jahrelang fortgesetzt sein werden, können wir über eine genügende Summe von Tatsachen zu gebieten hoffen, die uns einen tieferen Einblick in das Wesen der so verbreiteten und verheerenden Naturerscheinung der Erdbeben gestatten werden. Für die meisten dieser Stationen würden einfachere Apparate genügen; man würde von ihnen nicht mehr zu erwarten brauchen, als ein richtiges Registrieren der fühlbaren Bebenstöße. Außerdem müßten aber einige andere mit den genauesten mikroseismischen Instrumenten ausgestattet sein und unter fortdauernder Kontrolle physikalisch und astronomisch geschulter Beobachter stehen. Die spezifisch seismischen Experimente, Beobachtungen der Wellenbewegung, Studien über die etwaigen Beziehungen der seismischen Vorgänge zum Erdmagnetismus etc., werden naturgemäß jederzeit vorwiegend jenen Ländern Vorbehalten sein, in denen Erdbeben zu den täglichen Erscheinungen gehören, wie Japan, Italien und andere.

Wenn wir auch auf eine derartige Organisierung und Verallgemeinerung des Erdbebendienstes den größten Wert legen müssen, so ist damit selbstverständlich nicht gesagt, daß das Studium einzelner stärkerer Erdbeben, wie es bisher zumeist üblich war, in Zukunft an Bedeutung verlieren werde; es wird im Gegenteil ebenso unerläßlich bleiben wie bisher, und auch in Zukunft werden die Erdbebenforscher in demselben Maße auf die Hilfe des Nichtgeologen angewiesen sein wie bisher. In der Tat ist wohl auf keinem anderen Gebiet die Beobachtung jedes Einzelnen von so hohem Werte wie bei den Erdbeben. Es ist ein Zufall, der nicht allzu oft eintrifft, daß ein Geologe gerade an der Stätte eines größeren Erdbebens weilt, und selbst wenn er sich an Ort und Stelle befindet, trifft es ihn ganz unvorbereitet oder in einer Lage, die eine sofortige Beob­achtung nicht zuläßt. Selbst wenn alle Bedingungen günstig sind, kann er nicht mehr tun, als die Zeit so genau wie möglich zu bestimmen und die Erscheinungen in der unmittelbaren Umgebung zu beobachten. Aber dadurch ist nur eine zuverlässige Notiz gegeben, während man deren zur richtigen Beurteilung eine sehr große Menge braucht. Nur durch das Zusammenwirken aller kann ein befriedigendes Resultat geliefert werden, und darum sollte niemand, der irgend eine nennenswerte Bemerkung in dieser Beziehung macht, es unterlassen, sie sofort einem Geologen mitzuteilen, natürlich am besten demjenigen, welcher der Stelle der Erschütterung am nächsten wohnt. Jede solche Mitteilung wird mit Dank angenommen werden, und wenn sie auch der Emp­fänger nicht selbst verwertet, so wird er doch dafür sorgen, daß sie in die richtigen Hände komme.

Von kaum geringerer Bedeutung als die Kenntnis der Erscheinungen während der Erschütterung ist die nachträgliche Untersuchung der Wirkungen, welche diese zurückgelassen hat. Hier kann natürlich nur der Geologe selbst die Hauptarbeit verrichten, da allein sein Auge, vertraut mit der Methode und mit den Umständen, die von Wichtigkeit sind, alle die Einzelheiten gewahrt, welche die Beurteilung beeinflussen. Nach den meisten größeren Erdbeben, die sich in letzterer Zeit in leicht erreichbaren Gegenden zugetragen haben, sind sofort mehrere Geologen an Ort und Stelle erschienen, um die eingestürzten Gebäude, Sprünge in Mauern, Spalten des Bodens etc. zu studieren und von den Leuten an Ort und Stelle Nachrichten einzuziehen. Trotzdem ist es nicht möglich, alles zu sehen, was sich zugetragen hat, und infolgedessen sind Mitteilungen aus dem Publikum über solche dauernde Veränderungen ebenfalls von hoher Bedeutung Und sehr wünschenswert. Um eine Vorstellung von der Menge der Beobachtungen zu geben, die für die richtige Beurteilung eines Erdbebens nötig sind, mag berichtet werden, nach welchen Materialien z. B. das Werk von Wähner über das Agramer Erdbeben verfaßt ist. Der Autor selbst hat fünf Wochen an Ort und Stelle, ausschließlich mit diesem Gegenstand beschäftigt, zugebracht; mehrere andere Geologen aus Wien, Pest und Agram waren in ähnlicher Weise beschäftigt, und ihre Beobachtungen konnten mit benutzt werden. Durch Vermittlung einiger Eisenbahndirektionen lagen die Berichte von weit über hundert Eisenbahnstationen vor, die Seebehörde hatte solche von sämtlichen Hafenkapitänen und Leuchtturmwächtern der weiten Strecke von Cattaro bis zur italienischen Grenze mitgeteilt; außerdem gingen sehr zahlreiche Privatmitteilungen und Zeitungsberichte ein, so daß Beobachtungsmaterial über etwa 750 verschiedene Ortschaften vorlag. Zwar waren noch manche Lücken vorhanden, aber im ganzen war auf dieser Grundlage ein richtiger Einblick in das Wesen jenes Erdbebens möglich durch die vereinigte Tätigkeit von mehr als 1000 verschiedenen Beobachtern, deren Resultate sich in einer Hand vereinigten. Eine ebenso große Menge von Einzeldaten mußte von CH. Dutton zum Zwecke der Bearbeitung des Erdbebens von Charleston bewältigt werden.

Man hört oft die Ansicht äußern, daß es gar nicht der Mühe wert sei, die verhältnismäßig schwachen Beben unserer Gegenden zu studieren; von Nutzen und wahrer Bedeutung könne ja doch nur die Untersuchung der Erscheinung in ihrer mächtigsten Entwickelung sein. Diese Meinung ist aber vollkommen falsch; einzelne Punkte treten allerdings bei den furchtbarsten Katastrophen mit erschreckender Klarheit hervor, aber in den meisten Beziehungen sind leichte Erdbeben zum Studium weit geeigneter. Bei einem Stoße, der eine Stadt in wenigen Augenblicken in einen Schutthaufen verwandelt und Hunderte oder Tausende von Einwohnern tötet, bleibt wenig Zeit und Ruhe zu genauer Beobachtung; sinnlose Panik oder stumpfe Verzweiflung sind die herrschenden Gefühle, aber selbst der Besonnenste und Kaltblütigste wird weit eher daran denken, sich und andere zu retten. Nur Ausnahmemenschen werdet: in einem solchen Moment die Ruhe besitzen, die Sekundenuhr herauszuziehen und Anfang und Dauer der Erschütterung zu notieren. So erhält man gerade bei den heftigsten Erdbeben in der Regel nur ganz vage Berichte, die über manche der wichtigsten Dinge nicht die nötige Klarheit bieten, das menschliche Interesse spannen und befriedigen, aber die Wissenschaft nicht wesentlich fördern. Ferner ist bei den stärksten Stößen alles in so greulicher Weise verwüstet und durcheinander geworfen, daß man auch nachträglich nicht mehr die Beobachtungen über die Lage eingestürzter Mauern, die Richtung von Sprüngen ic. machen kann, die bei mittleren Erdbeben, wie dem von Agram, so wichtig sind.


Die Punkte, worauf bei diesen Beobachtungen besonderer Wert gelegt werden muß, sind folgende:

1) Zeit des Eintrittes und Dauer der Erschütterung, wenn möglich auf Bruchteile von Minuten genau; die Uhr, nach der die Beobachtung gemacht wurde, muß möglichst bald mit einer Normaluhr, etwa mit derjenigen der nächsten Bahn- oder Telegraphenstation, verglichen werden.

2) Zahl und Art der Erschütterungen; waren diese wellenförmig oder sukkussorisch?

3) Richtung des Stoßes, nach dem eigenen Gefühl und nach der Schwingungsrichtung in Bewegung geratener Gegenstände, z. B. von Hängelampen.

4) Stärke der Erschütterung; welche Wirkungen brachte sie hervor?

5) War ein Geräusch zu hören?

6) Sind Beschädigungen an Gebäuden vorgekommen, und welcher Art waren sie? Sonstige Wahrnehmungen, eigene wie fremde, sind beizufügen.

Es würde als ein großer Gewinn zu betrachten sein, wenn diese Zeilen die Überzeugung förderten und verbreiteten, daß es Pflicht eines jeden intelligenten Menschen ist, das Seinige zur Förderung der geologischen Wissenschaft beizutragen, indem er jede Beobachtung, die ihm möglich ist, mitteilt.

Ende: p. 362 in der OCR Version; p. 338 in der originalen Fraktur Version