Fragen und Antworten
Quellenangaben siehe unten
- Was ist ein Erdbeben und wie entsteht es?
- Wo treten Erdbeben auf?
- Wo treten Erdbeben in Europa auf?
Fragen zu Erdbeben in der Schweiz
- Was ist ein Seismogramm?
- Was ist ein Seismometer?
- Was ist ein Hypozentrum?
- Was ist ein Epizentrum?
- Was ist Mikroseismizität?
- Was ist induzierte Mikroseismizität?
- Was ist eine Magnitude?
- Welche Magnitudentypen unterscheiden wir?
- Was sagt uns die Intensität eines Erdbebens?
- Was ist die instrumentelle Intensität?
- Was ist die zwölfstufige Europäische Makroseismische Skala?
- Was ist die maximale Bodenbeschleunigung / Peak Ground Acceleration (PGA)?
- Was ist die maximale Bodengeschwindigkeit / Peak Ground Velocity (PGV)?
- Was sind Erschütterungskarten?
- Was ist eine Starkbeben-Messstation?
- Was ist die UTC Zeit?
Was ist ein Erdbeben und wie entsteht es?
Erdbeben entstehen durch einen plötzlichen Spannungsabbau entlang von Brüchen in der Erdkruste, ausgelöst durch eine relative Bewegung der Gesteinsschichten auf beiden Seiten eines Bruches. Die dabei freiwerdende seismische Energie läuft in Form von Wellen durch die Erde und verursacht die als Beben wahrgenommene Erschütterung.
Wo treten Erdbeben auf?
Die meisten Erdbeben treten in der Erdkruste auf, der zwischen 10-50 km mächtigen Schale, die die Erde umgibt. Diese Schale ist in zahlreiche ozeanische und kontinentale Platten zerbrochen. Die relative Bewegung dieser dünnen, relativ starren Platten zueinander bewirkt den Aufbau von Spannungen entlang der Plattenränder, die in Form von Erdbeben abgebaut werden. Die Relativbewegungen der Platten erfolgen dabei konvergent (d.h. aufeinander zu, z.B. Anden), divergent (voneinander weg, z.B. Mittelozeanischer Rücken) und/oder transform (horizontale Seitenverschiebung, z.B. San-Andreas-Verwerfung). Entsprechend sind auch die Bewegungen auf den Brüchen. Des weiteren können Erdbeben auch an magmatische/vulkanische Aktivität gebunden sein, d.h. an die Platznahme oder Förderung heissen Gesteins. Auch diese Erdbeben stehen grösstenteils in einem engen Zusammenhang mit Vorgängen entlang der Plattenränder − die meisten Vulkane sind entlang von Plattengrenzen gelegen. Erdbeben treten auch innerhalb von tektonischen Platten auf. Ihre Ursache sind entweder auch auf Spannungen an den Plattenrändern zurückzuführen, die innerhalb der Platten weitergeleitet werden und an Schwächezonen abgebaut werden, oder aber sie sind auf lokale tektonische Bewegungen zurückzuführen, die in keinem Zusammenhang mit den Relativbewegungen der Platten stehen.
Wo treten Erdbeben in Europa auf?
Bei den Erdbeben in Europa handelt es sich um Beben, welche sowohl entlang von Plattenrändern als auch innerhalb einer Platte generiert werden. Hauptursache ist die Lage Mittel- und vor allem Süd-Südosteuropas im Grenzbereich zweier tektonischer Platten, der Afrikanischen und der Eurasischen Platte.
Abb.1: Grenzbereich zwischen der Afrikanischen und der Eurasischen Platte. Eingezeichnet ist ebenfalls die Nordwärtsbewegung der Arabischen Platte, die zur Bewegung an der Nord-anatolischen Verwerfung (in rot) führt (nach Udías und Buforn, 1991).
Diese Platten kollidierten vor ca. 65 Millionen Jahren miteinander, woraus in der Folge die Alpen entstanden. Dabei schoben sich die oberen Krustenteile der Adriatischen Mikroplatte (˜Italien), die ein Teil der Afrikanischen Platte ist, über die Europäische Platte, welche ihrerseits in die Tiefe gezogen wurde.
Abb.2:Subduktionszone in den Alpen: Die Afrikanische Platte ist in lila gezeichnet, die Eurasische in rot. Beide Platten wurden bei der Kollision horizontal in der Kruste gespalten (vgl. zwei sich ineinander verzahnende Krokodile). Der obere Teil der Afrikanischen Platte wurde bis heute an vielen Orten in der Schweiz bereits abgetragen (NFP20, 1990). Die Spitze des Matterhorns ist ein prominentes Beispiel für Reste der Afrikanischen Platte.
Das gesamte Gebiet der Schweiz wurde von dieser Gebirgsbildung erfasst. Tektonisch gesehen ist es in der Schweiz aber heute eher ruhig und es wird diskutiert, ob die Kollision in unseren Breiten noch andauert. Erdbeben, die Zeugen von Bewegungen in der Erdkruste sind, sind meist klein bis mittelgross (ML < 5.0); eine Ausnahme bildet das Beben von 1356 im Raum Basel, das als eines der zerstörerischten Beben nördlich der Alpen bezeichnet werden kann.
Die mittlere bis hohe seismische Aktivität im östlichen Mittelmeer weist darauf hin, dass die konvergente Bewegung heute vor allem in diesen Gebieten aufgenommen wird (Abb.3). Auch in Italien sind Erdbeben mittlerer Stärke sowie die beiden Vulkane Ätna und Vesuv deutliche Anzeichen für tektonische Bewegungen.
Abb.3: Erdbeben in Europa mit einer Magnitude >5 von 1973 bis September 2006 (USGS/NEIC-Katalog)
Wo treten Erdbeben in der Schweiz auf?
Die Schweiz weist eine kleine bis mittlere seismische Aktivität auf. Die Gebiete mit der höchsten Aktivität sind der Rheingraben bei Basel, das Wallis, Graubünden, das St. Galler Rheintal und die Zentralschweiz. Das stärkste Schweizer Beben, das seit der Installation eines flächendeckenden instrumentellen Netzwerkes beim Schweizerischen Erdbebendienst (SED) an der ETH Mitte der 70er Jahre aufgezeichnet wurde, lag bei Vaz in Graubünden (1991) und hatte eine Magnitude von 5.0. Im grenznahen Ausland war das stärkste Beben das von Annecy (1996) mit einer Magnitude von 5.2. Historisch gesehen trat das stärkste Beben bei Basel im Jahre 1356 auf und hatte eine Intensität von IX. Berechnungen über die Magnitude des Basler Bebens variieren zwischen 6.2 und 6.9. Aktive Brüche werden an der Oberfläche nicht beobachtet, es gibt jedoch Anzeichen für ausgedehnte, aktive Brüche in der Tiefe, z.B. Nordwallis (Maurer et al., 1997), Fribourg (Kastrup, 2002) und Martigny (Deichmann et al., 2002). Ferner ist der Rheingraben ein altes Bruchsystem, in dessen Gebiet auch heute noch Erdbeben auftreten. So wird z.B. vermutet, dass das Basler Beben mit diesem in Verbindung steht (Verwerfung von Reinach; Meghraoui et al., 2001).
Wieso treten Erdbeben in der Schweiz auf?
Die afrikanische Platte dreht sich im Gegenuhrzeigersinn, und weil Italien und die Adria Teil dieser Platte sind, erfährt die Alpenregion von Süden her einen Druck. Wenn die Spannungen gross genug sind, kommt es zu Erdbeben in der Schweiz. (Siehe auch Informationen zum Thema Wo treten Erdbeben in Europa auf? und Wo treten Erdbeben auf?)
Wie oft treten Erdbeben in der Schweiz auf?
Pro Jahr registriert der SED mit seinem Stationsnetz rund 200-400 Erdbeben mit Magnitude ab 1.5 in der Schweiz. Verspürt werden aber nur rund ein bis zwei Dutzend davon.
Wie stark sind Erdbeben in der Schweiz?
Die Erfahrung zeigt, dass sich in der Schweiz pro Jahr einige Erdbeben mit Magnituden bis 3 ereignen. Durchschnittlich rechnen wir alle 10 Jahre mit einem Erdbeben mit Magnitude 5 und grösser, das Erdbeben von Basel im Jahre 1356 hatte eine Magnitude von etwas über 6.
Was ist ein Seismogramm?
Ein Seismogramm ist die instrumentelle Aufzeichnung der bei einem Erdbeben auftretenen Bodenbewegungen durch einen Seismometer. Da die Bewegung an einer Station während der Dauer eines Bebens nicht gleichförmig ist, erhät man ein wellenförmiges Diagramm mit unterschiedlichen Wellenlängen und Amplituden (Abb. 4). Aus einer Vielzahl solcher Diagramme lassen sich die bei dem Beben freigewordene Energie (Stärke, Magnitude) sowie die Lage des Erdbebenherdes (Hypozentrum) bestimmen.
Abb.4: Seismogramme eines kleinen Bebens in der Schweiz, aufgezeichnet an sechs verschiedenen Stationen des SED-Netzwerkes.
Was ist ein Seismometer?
Ein Seismometer ist ein Instrument, mit dem die Bewegung des Untergrunds an einem Ort aufgezeichnet werden kann. Moderne Seismometer sind hochempfindliche elektromechanische Geräte, die Bodenbewegungen im Bereich von Nanometern (millionstel Millimeter) erfassen können. Frühere mechanische Geräte wurden als Seismographen bezeichnet. Die Darstellung der aufgezeichneten Bewegung über einer Zeitachse bezeichnet man als Seismogramm.
Was ist ein Hypozentrum?
Das Hypozentrum bezeichnet die Lage des Erdbebenherdes ("Zentrum des Erdbebens") und wird in Tiefe, geogr. Länge und Breite angegeben.
Was ist ein Epizentrum?
Das Epizentrum ist die senkrechte Projektion des Hypozentrums auf die Erdoberfläche. Es wird in geogr. Länge und Breite angegeben.
Was ist Mikroseismizität?
Mikroseismizität beschreibt das Auftreten von kleinen, lokalen Erdbeben (Mikrobeben). Diese Beben sind so schwach, dass sie in der Regel an der Erdoberfläche nicht verspürt werden und nur von sehr empfindlichen Messgeräten aufgezeichnet werden können. Viele Beben sind sogar so klein, dass sie unterhalb des an der Messstation vorliegenden Hintergrundgeräusches liegen und daher als Signal nicht erkennbar sind.
Was ist induzierte Mikroseismizität?
Induzierte Mikroseismizität bezieht sich auf kleine Beben, die durch von Menschen ausgeführte Aktvitäten ausgelöst werden. Sie entstehen bei der Erschliessung von geothermischen Reservoiren, Erdöl- und Erdgasfeldern. Ursache ist das Hinzuführen oder Entziehen von Flüssigkeiten. Das z.B. bei der Erschliessung von geothermischen Reservoiren unter Druck von aussen hineingepumpte Wasser muss sich einen Weg durch das Gestein bahnen. Dies geschieht, indem es bereits vorhandene Klüfte und Brüche aufbricht. Die Fluide drängen sich in diese Zwischenräume, was eine Bewegung der Bruchflächen gegeneinander erleichtert, und es kommt zu einem plötzlichen Versatz. Die Vielzahl solcher Ereignisse erhoht die Durchlässigkeit. In der Regel sind die Ereignisse so klein, dass sie an der Erdoberfläche nicht verspürt werden. Aber in einzelnen Fällen können die Bewegungen gross genug sein, um auch an der Erdoberfläche als ruckartige Bewegung oder auch als Knall wahrgenommen zu werden.
Was ist eine Magnitude?
Die Magnitude eines Ereignisses ist eine physikalisch gemessene Grösse und gibt Auskunft über die während eines Bebens freigewordene Energie. Eine Magnitude ist ein logarithmischer Wert. Ein Beben der Magnitude 6 ist 30-mal stärker ist als ein Beben der Magnitude 5 und 900-mal stärker als ein Beben der Magnitude 4. Es gibt unterschiedliche Arten, Magnituden zu bestimmen. Sie stehen nicht direkt miteinander in Verbindung, messen aber alle auf die eine oder andere Art die Amplitude einer Bodenbewegung (Geschwindigkeit oder Beschleunigung) in unterschiedlichen Entfernungen und Frequenzbereichen. Der klassische und hier benutzte Ansatz, eine Magnitude zu bestimmen, die sogenannte lokale Magnitude, wurde von Richter entwickelt (daher die Bezeichnung Richterskala). Spürbar sind Beben ab einer Magnitude von ungefähr 2.5-3.
Welche Magnitudentypen unterscheiden wir?
ML
Die Lokalbebenmagnitude ML wird fuer Erdbeben bestimmt, die relativ nahe an den registrierenden Stationen auftreten. Normalerweise wird ML für Entfernungen bis einige hundert Kilometer zwischen Beben und Station bestimmt. Die erste Magnitudenskala, die 1935 von Richter entwickelt wurde, die "Richter-Skala", ist eine solche Lokalbebenmagnitude. Auch heute noch wird die Groesse eines Erdbebens gewöhnlich in Einheiten auf der Richter-Skala angegeben.
mb
Die Raumwellen-Magnitude mb wird normalerweise fuer Erdbeben, die mehr als etwa 2000 km von der registrierenden Station aufgezeichnet wurden, bestimmt. Die mb-Bestimmung fuer solche "Fernbeben" geschieht recht rasch, da mb von den Amplituden der P-Phase bestimmt wird. Die P-Phasen sind Kompressionswellen, die durch das Erdinnere laufen und als erstes Signal von einem Erdbeben eine seismische Station erreichen.
Fuer grössere Erdbeben (stärker als etwa mb=6) "sättigt" mb aber. D.h., selbst wenn das Erdbeben tatsächlich grösser war, nimmt mb nicht mehr signifikant zu. In einem solchen Fall (der etwa 50-100 Mal pro Jahr weltweit auftritt), brauchen Seismologen andere Magnitudenskalen, um die wahre Grösse des Bebens zu bestimmen.
MS
Die Oberflächenwellen-Magnitude MS wird von Oberflächenwellen bestimmt. Oberflächenwellen laufen entlang der Erdoberfläche mit einer viel langsameren Geschwindigkeit als die P-Wellen (etwa 3-4 km/s verglichen mit 8-14 km/s fuer P-Wellen). An einer entfernten Station muss man daher länger warten, bis die Oberflächenwellen ankommen und MS kann deshalb nicht so rasch wie mb bestimmt werden. Je nach Entfernung, kann es 1 bis 2 Stunden dauern, bis die Oberflächenwellen ankommen, verglichen mit maximal 20 Minuten fuer die P-Wellen (von Neuseeland bis in die Schweiz!). MS wird von Oberflächenwellen mit einer Periode von etwa 20 Sekunden bestimmt (mb von P-Wellen mit 1 Sekunde Periode), und Sättigung tritt nur fuer sehr grosse Erdbeben ab etwa MS = 8 auf. Die langsame Ausbreitungsgeschwindigkeit der Oberflächenwellen ist der Grund, warum Seismologen unmittelbar nach einem Erdbeben noch nicht wissen koennen, ob es sich um ein starkes oder sehr starkes (Magnitude groesser als 6) Erdbeben gehandelt hat.
Erdbeben relativ nahe an der Erdoberfläche (ungefähr in den obersten 30 Kilometern) erzeugen grosse Oberflächenwellen verglichen mit einem Erdbeben der gleichen Stärke, welches sich in grösserer Tiefe ereignet hat - die tiefsten Erdbeben ereignen sich in Subduktionszonen und können bis zu 700 km unter der Erdoberfläche stattfinden. (Der Unterschied hat damit zu tun, wie Oberflächenwellen erzeugt werden). "Flache" Erdbeben in den obersten 30 Kilometern, sind eher mit Schäden verbunden als tiefe Beben, einfach weil sie näher an der Erdoberfläche stattfinden. Ein grosser Wert für MS verglichen mit dem mb-Wert deutet dann darauf hin, dass mit grösseren Schaeden zu rechnen ist, wenn das Erdbeben nahe eines dicht besiedelten Gebietes statt fand.
Das Verhältnis zwischen dem MS- und dem mb-Wert wird auch verwendet, um Erdbeben von (nuklearen) Explosionen zu unterscheiden. Explosionen haben ein kleineres Quellvolumen als Erdbeben der gleichen Grösse. Zudem sind Explosionen mit weniger Scherbewegung, welche vor Allem fuer die Erzeugung von Oberflächenwellen verantwortlich sind, verbunden als Erdbeben. Die MS-Werte von Explosionen sind deshalb typischerweise viel kleiner als für Erdbeben gleicher Stärke. Fuer flache seismische Ereignisse (Erdbeben oder Explosion), ist deshalb das mb/MS-Verhrältnis ein gutes Unterscheidungskriterium (grosse Verhältnisse deuten auf eine Explosion hin).
Mw
Die Momentenmagnitude Mw ist die einzige Magnitude, die direkt mit den physikalischen Vorgängen und Parametern am Erdbebenherd zu tun hat. Basierend auf theoretischen Überlegungen wurde Mw vom seismischen Moment M0 abgeleitet. M0 ist das Produkt von der Grösse des Bruches mal dem durchschnittlichen Versatz auf dem Bruch mal der Scherfestigkeit des Materials. Im Prinzip saturiert Mw nicht, da M0 den ganzen Bruch beinhaltet. Es gibt verschiedene Möglichkeiten um Mw zu bestimmen. Häufig werden synthetische Seismogramme an die Beobachtungen angepasst, entweder indem die Wellenformen der Beobachtungen mit den synthetischen Seismogrammen verglichen werden, oder indem spektrale Amplituden verglichen werden. Der Aufwand ist etwas grösser als das Messen von Seismogram-Amplituden (für die Bestimmung von ML, mb, MS). Für grössere Erdbeben weltweit gibt es heute innerhalb von einigen Stunden nach dem Beben eine Momentenmagnitude.
M
Wenn Sie in unseren Listen eine Magnitude finden, die nur mit "M" bezeichnet ist, dann bedeutet dies, dass das seismische Observatorium, welches die Magnitude bestimmt hat, nicht angegeben hat, um welchen Magnitudentyp es sich handelt. Oft sind dies Magnituden vom 'U.S. Geological Survey', dem Erdbebendienst in den USA. In diesem Fall ist davon auszugehen, dass es sich im Allgemeinen um eine Magnitude handelt, die fuer das betreffende Beben nicht gesaettigt ist; fuer starke Beben handelt es sich oft um Mw Magnituden.
Was sagt uns die Intensität eines Erdbebens?
Die Intensität beschreibt die Stärke eines Bebens basierend auf dem Ausmass der Zerstörung (Bauwerke, Landschaft) und der subjektiven Wahrnehmung des Beobachters. Die Intensität eines Bebens ist ortsabhängig und wird bestimmt durch seine Magnitude, der Distanz zum Erdbebenherd und der Geologie (Untergrund). Im klassischen Gebrauch werden die Zahlen zwischen I (Beben nicht verspürt) und XII (totale Zerstörung) auf der Europäischen Makroseismischen Skala 1998 (EMS-98) subjektiv bestimmt. Es gibt mittlerweile jedoch auch eine instrumentelle Intensität (siehe dort), die u.a. aus den an den Stationen gemessenen maximalen Bodenbeschleunigungen und -geschwindigkeiten berechnet werden.
Was ist die instrumentelle Intensität?
Die instrumentelle Intensität bezeichnet die durch das Erdbeben ausgelöste Bodenerschütterung. Sie wird aus der maximalen Bodenbeschleunigung und den Geschwindigkeitsamplituden, die an den Messstationen aufgezeichnet werden, berechnet. Auf diese Art gewinnt man wesentlich schneller einen Eindruck von der Verteilung der Erschütterung, als wenn man erst durch Befragung der betroffenen Bevölkerung und durch Schadensabschätzungen eine "klassische" Intensitätskarte erstellen muss. Die Messwerte können als Punkte auf einer Karte dargestellt werden und/oder nach Interpolation durch ineinandergeschlossene Linien (ShakeMaps). Eine vereinfachte Variante stellen Erschütterungskarten dar, die nur die maximale Bodenbeschleunigung oder -geschwindigkeit angeben.
Was ist die zwölfstufige Europäische Makroseismische Skala 1998 (EMS-9)?
für eine vergrösserte Version klicken Sie bitte auf das Bild
Was ist die maximale Bodenbeschleunigung / Peak Ground Acceleration (PGA)?
Erdbebenwellen bewirken eine beidseitige Bewegung des Bodens in horizontaler Richtung (in Ausbreitungsrichtung der Wellen und senkrecht dazu) sowie eine senkrechte Auf- und Abbewegung. Wie gross und schnell (Beschleunigung und Geschwindigkeit) diese Auslenkung ist, hängt von unterschiedlichen Faktoren ab: Länge des Bruchs (bzw. Magnitude), Distanz zum Bruch und geologischer Untergrund. Letzterer kann bereits bei kleinen Variationen unterhalb der Messstationen einen deutlichen Einfluss auf die Bodenbeschleunigung und Wellenform haben kann. Folglich können die Werte der Bodenbeschleunigung auch innerhalb kleiner Distanzen stark streuen. Dies gilt v.a. für mittlere bis grössere Beben und eine Interpolation der Beschleunigungswerte ist daher schwierig. Generell aber nimmt die Beschleunigung mit grösser werdender Distanz zum Bruch ab. Zur Berechnung der maximalen Bodenbeschleunigung bezieht man sich auf die horizontale Erdbewegung. Die Beschleunigung wird als ein Teil oder Vielfaches der Erdschwerebeschleunigung, g = 9.81 ms−2, angegeben. Bei kleinen Beben (Magnitude < 3) ist es v.a. die Beschleunigung, die von der Bevölkerung wird gespürt (Wu et al., 2003). Die Werte können auf einer Karte der maximalen Bodenbeschleunigung oder maximalen Bodengeschwindigkeit (Erschütterungskarten) dargestellt werden (Hauptquelle: Earth and Space Sciences, University of Washington).
Was ist die maximale Bodengeschwindigkeit / Peak Ground Velocity (PGV)?
Die maximale Bodengeschwindigkeit wird an den Stationen in cm/s gemessen. Zur Berechnung bezieht man sich wie bei der Erdbeschleunigung auf die horizontale Erdbewegung. Bei mittleren und stärkeren Beben reflektiert das sich ergebene Geschwindigkeitsmuster normalerweise die Geometrie des Bruches: die höchsten Geschwindigkeiten treten in der Nähe des Bruches auf sowie in Ausbreitungsrichtung. Ebenso wie bei der Beschleunigung hat die Beschaffenheit des geologischen Untergrundes einen Einfluss auf die Geschwindigkeiten, dies jedoch in viel kleinerem Masse. Grosse Schäden und Schäden an elastischen Strukturen sind in der Regel mit hohen Geschwindigkeiten in Einklang zu bringen. Die grösste je gemessene Bodengeschwindigkeit betrug 183 cm/s. Bei kleinen Beben (Magnitude < 3) ist es v.a. die Beschleunigung, die von der Bevölkerung gespürt wird (Wu et al., 2003). Die Werte können auf einer Karte der maximalen Bodenbeschleunigung oder maximalen Bodengeschwindigkeit (Erschütterungskarten) dargestellt werden (Hauptquelle: Earth and Space Sciences, University of Washington).
Was sind Erschütterungskarten?
Sogenannte Erschütterungskarten stellen dar, wie gross die an den Messstationen gemessene maximale horizontale Bodenbewegung bei einem Erdbeben war. Sie beziehen sich entweder auf die maximal gemessene Bodenbeschleunigung oder die maximal gemessene Bodengeschwindigkeit. Bei kleineren Beben (Magnitude < 3) ist es v.a. die Beschleunigung, die von der Bevölkerung gespürt wird (Wu et al., 2003).
Was ist eine Starkbeben-Messstation?
Starkbeben-Messstationen sind speziell dafür geeignet, auch stärkere Erdbewegungen aufzuzeichnen, welche von "normalen" Seismographen aus technischen Gründen nicht verzerrungsfrei aufgezeichnet werden können (Übersteuerung).
Was ist die UTC Zeit?
Die koordinierte
Weltzeit, international UTC (engl. Universal Time Coordinated) genannt,
ist die heute gültige Weltzeit. Im
Gegensatz zur Universalzeit UT, welche den Schwankungen der Erdrotation stetig
folgt, indem die Länge der Zeiteinheit angepasst wird, folgt die UTC selbigen
Schwankungen mittels Schaltsekunden, während ihr Sekundentakt jener der gleichmäßig
mit SI-Sekunden durchlaufenden internationalen Atomzeit TAI ist.
Quellenangaben
Deichmann, N., Baer, M., Braunmiller, J., Ballarin Dolfin, D., Bay, F., Bernadi, F., Delouis, B., Faeh, D., Gerstenberger, M., Giardini, D., Huber, S., Kradolfer, U., Maraini, S., Oprsal, I., Schibler, R., Schler, T., Sellami, S., Steimen, S., Wiemer, S., Woessner, J., Wyss, A., Earthquakes in Switzerland and surrounding regions during 2001, Eclogae Geol. Helv. 95/2, 2002 (Ausgaben ab 2004 sind online erhältlich)
Earth and Space Sciences, University of Washington
Haering, M.O., 2004, Haering Geoprojekt
Hanks, T.H., Kanamori, H., 1979. A moment magnitude scale. JGR, 84, B5, pp 2348-2350
Kastrup, U., Erdbeben. Ein Szensario als Teil des Szenarien- und Expertenpool Risikoanalyse Schweiz, ETH Zürich, pp 8, 2002
Kastrup, U., Seismotectonics and Stress Field Variations in Switzerland, Dissertation ETH Zürich, 2002
Maurer, H.R., Burkhard, M., Deichmann, N., Green, A.G., Active tectonism in the Central Alps; contrasting stress regimes north and south of the Rhone Valley. Terra Nova, 9; 2, 91?94, 1997
Meghraoui, M., Delouis, B., Ferry, M., Giardini, D., Huggenberger, P., Spottke, I., Granet, M., Active Normal Faulting in the Upper Rhine Graben and Paleoseismic Identification of the 1356 Basel Earthquake, Science, 293: 2070-2073, 2001
NFP 20, Nationales Forschungsprogramm Geologische Tiefenstruktur, Prospekt: Echo aus dem Untergrund
Schweizerischer Erdbebendienst, ETH Zürich
Udías und Buforn, 1991. Pageoph, 136, 432-448
USGS Earthquake Hazard Program, ShakeMap Scientific Background
Wirth, W., Seismische Bodenbewegung in Bukarest (Rumänien) - Untersuchung lateraler Variationen und Modellierung mit empirischen Greenschen Funktionen, Universität Karlsruhe, Fak. f. Physik. Diss. v. 12.11.2004
Wu, Yih-Min, Teng, Ta-liang, Shin, Tzay-Chyn, and Hsiao, Nai-Chi, 2003. Relationship between Peak Ground Acceleration, Peak Ground Velocity, and Intensity in Taiwan, BSSA; February 2003; v. 93; no. 1; p. 386-396
