aardbeving, trillingen van de Aarde, meestal ontstaan door een plotselinge verschuiving van gedeelten van de aardkorst of van de daaronder liggende aardmantel. Het studiegebied dat zich met aardbevingen bezighoudt, heet seismologie.

Zware aardbevingen zijn altijd van tektonische oorsprong, d.w.z. dat zij te maken hebben met processen in de aarde zoals deze bij gebergtevorming optreden. Zware aardbevingen hangen dus samen met bewegingen van grote gesteentemassa's in de aardkorst.

Bij de schoksgewijze verplaatsing van het gesteente ontstaan trillingen die met grote snelheid de aarde doorlopen. Al deze trillingen worden uit het centrum van de aardbeving – het hypocentrum – tegelijkertijd uitgestraald, maar ten gevolge van het verschil in snelheid van de verschillende typen trillingen bereiken zij de seismografische stations enige tijd na elkaar. Uit het tijdverschil dat door de verschillende stations wordt bepaald, kan men de plaats van het centrum van de trillingen op het aardoppervlak – het epicentrum – berekenen.

Gemiddeld komen per jaar enkele tientallen aardbevingen voor die veel schade veroorzaken. Het jaarlijkse aantal slachtoffers van aardbevingen is hoog: gemiddeld 20 000 per jaar. Dit grote getal is te wijten aan de allerzwaarste, de catastrofale aardbevingen in dichtbevolkte gebieden.

Vulkanische bevingen zijn in het algemeen zwak; zij worden veroorzaakt door schoksgewijze verplaatsingen van magma, of door magma-uitbarstingen met een explosief karakter. Het verband tussen vulkanische verschijnselen en aardbevingen is indirect; beide zijn kenmerkend voor zwakke plaatsen in de aardkorst.

Het gebeurt nogal eens dat een zware aardbeving wordt voorafgegaan door een of meer zwakke trillingen die voor mensen niet of soms nauwelijks merkbaar zijn. Deze voorschokken zouden een verklaring kunnen vormen voor het angstige gedrag van sommige dieren voorafgaande aan een aardbeving.

Nabevingen zijn zeer normaal; na een zware beving komen vaak series schokken voor, afnemend in sterkte. Na de Chili-beving van 22 mei 1960 bleef de aarde maandenlang onrustig; gedurende de eerste dagen kwamen aan de kust van Chili enkele flinke bevingen per dag voor; later nam de frequentie af, maar in totaal werden in dat jaar in het kustgebied van Chili meer dan 100 aardbevingen gevoeld. Nog groter was het aantal nabevingen na de Japanse aardbeving van 1 september 1923, waarbij alleen al in de maand september meer dan 1200 aardschokken werden geregistreerd. Uit dit verschijnsel blijkt dat het gesteente van de aarde zich niet volkomen elastisch gedraagt. Was dit wel het geval, dan zouden de elastische spanningen die tot de aardbeving aanleiding gaven, in één maal zijn verdwenen. Nu blijkt er echter een nawerking te zijn, waarbij de toestand van spanningsloosheid zich slechts geleidelijk kan instellen.

Men spreekt van een zeebeving wanneer het epicentrum van de beving gelegen is op de bodem van de oceaan. In volle zee wordt de zeebeving gevoeld als een reeks van min of meer krachtige stoten, die de sensatie geven alsof het schip op een wrak stoot of aan de grond loopt. Wanneer de zeebodem bij de beving plotseling een sterke verticale verandering ondergaat, zal de oppervlakte van de zee eveneens worden gestoord; er breiden zich van het epicentrum golven uit, als de rimpels in een vijver waarin een steen wordt geworpen. Deze seismische watergolven lopen met een grote snelheid over de oppervlakte van de oceaan; bij een waterdiepte van 5 km is de snelheid 800 km/h. In de open oceaan is de hoogte van de golven niet meer dan enkele decimeters, en de golflengte is enkele honderden kilometers. Naderen de golven een kust, dan wordt door de afnemende waterdiepte de snelheid ook kleiner, de golfhoogte neemt toe, en er kunnen echte brandingsgolven ontstaan van tientallen meters hoogte (tsunami).

Men kan spreken van een kunstmatige aardbeving bij trillingen veroorzaakt door zware explosies, bijv. van kernwapens. De zwaarste waterstofbom (58 megaton), die de Sovjet-Unie op 30 oktober 1961 tot ontploffing bracht bij Nova Zembla, had een thermische energie van 2 × 10¹⁷ joule, wat vergelijkbaar is met de energie van een zware aardbeving. Deze bom ontplofte echter op grote hoogte, waardoor de seismische uitwerking niet groter was dan van een beving met magnitude 6 (energie 10¹⁴ joule). Ondergrondse kernbomexplosies zijn uitgevoerd op de proefterreinen in Nevada (Verenigde Staten), Oost-Kazakhstan en Mururoa in de Stille Oceaan (Frankrijk). De maximum tonnage van ondergrondse kernexplosies is in de orde van 5 Mt TNT met een magnitude van de seismische trillingen van 6 tot 7.

Bij een aardbeving kunnen in het hypocentrum verschillende soorten trillingen (golven) ontstaan; zij kunnen de gehele aarde doorlopen en door seismografen worden geregistreerd. Bij de longitudinale golven (P-golven, primae undae) bewegen de deeltjes van het gesteente zich in de richting van de voortlopende golf. Bij de transversale golven (S-golven, secundae undae) is de beweging van de gesteentedeeltjes loodrecht op de voortplantingsrichting. In de aarde ligt de snelheid van de P-golven tussen 8 en 14 km/s, afhankelijk van de diepte; de S-golven hebben snelheden die een factor van ca. √3 kleiner zijn. De oppervlaktegolven (L-golven, longae undae) breiden zich langs het aardoppervlak uit. Men onderscheidt hierbij lovegolven (transversaal) en rayleighgolven (combinatie van longitudinale en verticale bewegingen); hun snelheden liggen tussen 3 en 4 km/s.

Uit de looptijden van de seismische golven kan de structuur van het inwendige van de aarde worden afgeleid. De aardkern oefent als een bolle lens een brekende werking uit op de seismische stralen. Doordat de snelheid van de seismische golven in het algemeen met de diepte toeneemt, lopen zij langs gekromde banen. Tegen de grens van mantel en buitenkern kunnen reflecties optreden. Het grote verschil in snelheid tussen mantel en kern (van hoog naar laag) heeft een sterke richtingsverandering (breking) ten gevolge.

Gebleken is dat de aardbol bij een zware aardbeving in staande trilling kan raken, waarbij allerlei (kleine) periodieke vervormingen mogelijk zijn. De perioden van deze vrije trillingen (de langste is ongeveer een uur, de kortste enkele minuten) maken een nauwkeurige controle mogelijk van de inwendige structuur, zoals deze uit de looptijden van de seismische golven was afgeleid.

De langzaamste periodieke bewegingen waaraan de vaste aarde is blootgesteld, zijn de aardgetijden, veroorzaakt door de aantrekkingskracht van Zon en Maan. Een periode van om en nabij 12 uur is hierbij dominant. Aardgetijden kunnen door gravimeters en strainmeters worden geregistreerd. De amplitude kan oplopen tot enkele tientallen centimeters.

De meeste aardbevingen komen voor in de betrekkelijk smalle maar langgerekte gebergtegordels (orogenen).

De Mediterraan-Aziatische gordel begint in de Atlantische Oceaan bij de Azoren, loopt langs de Middellandse Zee, door Klein-Azië, Iran, de Himalaja, Birma, Sumatra, Java, naar de Molukken.

De circumpacifische gordel loopt met vertakkingen langs de rand van de Grote Oceaan, langs de Filippijnen, Japan, Kamtsjatka, de Aleoeten, Noord-, Midden- en Zuid-Amerika, Nieuw-Zeeland, Samoa, Nieuwe Hebriden, Nieuw-Guinea, en sluit bij de Molukken aan op de Mediterraan-Aziatische gordel. In stelsel van plooiingsgebergten komt 90% van alle aardbevingen voor.

Ook is er nog een groep slenkgordels, die voornamelijk voorkomt in de oceanen. De smalle gordel die midden door de Atlantische Oceaan loopt en de Mid-Atlantische slenk markeert, begint in de Noordelijke IJszee, loopt tussen Afrika en Antarctica door, staat in verbinding met een slenkzone in de Indische Oceaan, met vertakkingen in het Afrikaanse merengebied en in de Rode Zee en eindigt in het dal van de Jordaan. Ten oosten van Madagaskar sluit hierbij aan een slenk die door het zuidelijke deel van de Grote Oceaan loopt, en die bij Zuid-Californië de westelijke kust van Noord-Amerika bereikt. Deze slenkzones volgen het midden van de oceanische ruggen (opwelvingen in de oceaanbodem) en worden gekenmerkt door ondiepe bevingen. Men ziet hierin aanwijzingen voor opstijgende bewegingen van het gesteente in de aardmantel.

In vergelijking hiermee zijn de continentale schilden arm aan aardbevingen; in het midden van deze vastelandskernen komen zelfs vrijwel nooit aardbevingen voor. Ze kunnen echter wel hoge waarden bereiken, groot verlies aan mensenlevens veroorzaken en grote schade, zoals bijv. de Tangshan-beving van 1976 waarbij 245 000 slachtoffers vielen.

De meeste aardbevingen zijn ondiep, d.w.z. dat het hypocentrum niet dieper ligt dan 60 km; zij worden veroorzaakt door verschuivingen in de aardkorst of in het gesteente niet ver daaronder. Aardbevingen van grotere diepte (op sommige plaatsen tot 700 km) komen slechts voor in de gebergtegordels waar delen van de aardkorst op elkaar botsen of in de aardmantel schuiven (zie ook subductiezone).

Diepe aardbevingen komen haast altijd voor aan de continentzijde van de aardbevingsgordels. Terwijl bijv. langs de kust van Zuid-Amerika de ondiepe bevingen optreden, vindt men de epicentra van de diepe bevingen meer landinwaarts in de gebergteketens of nog verder oostelijk. De aardbevingshaarden liggen in een vlak dat van de continentrand onder het vasteland naar beneden helt. Deze landinwaartse ligging van de diepe bevingen komt ook tot uiting langs de westrand van de Grote Oceaan, bij de Aleoeten, Kamtsjatka, de Koerilen, Japan en de Filippijnen, in de Sundaboog tussen Java en de Bandazee, en in de zuidwestelijke Grote Oceaan, tussen Nieuw-Guinea en Nieuw-Zeeland. Een uitzondering vormt de zone van de Nieuwe Hebriden waar het vlak oostwaarts helt onder de oceaan. In alle gevallen markeren diepe aardbevingen de plaatsen waar platen van oceanische aardkorst in de aardmantel wegduiken.

Waar een continent op een ander continent botst, zoals in de Himalaja, treedt soms een verdubbeling van de lithosfeer op waarbij de haarddiepte beperkt blijft tot 100–150 km (zie plaattektoniek).

Men kan de intensiteit van een aardbeving beoordelen naar de verschijnselen van omvallende voorwerpen, schade aan gebouwen, en dergelijke (macroseismische verschijnselen); zij worden uitgedrukt in de schaal van Mercalli, waarbij de sterkte loopt van I tot XII. De schade die door een aardbeving wordt veroorzaakt, hangt in belangrijke mate af van de versnelling die de door de aardbeving getroffen voorwerpen ondergaan. De intensiteit kan daarom worden gecorreleerd met de maximale versnelling in cm/s².

Met behulp van de criteria van Mercalli is het mogelijk het aardbevingsgebied in te delen in zones van gelijke sterkte, door lijnen (isoseisten) te trekken langs plaatsen waar de macroseismische verschijnselen dezelfde intensiteit bereiken. De isoseisten vormen in het algemeen een patroon van elkaar omsluitende ovalen. Het macroseismische gebied dat door de isoseisten wordt omsloten en waar de schokken voelbaar zijn geweest, kan zeer verschillend van grootte zijn, met een doorsnede van enkele tientallen tot enkele duizenden kilometers. Daarbuiten ligt het microseismische gebied, waar de trillingen uitsluitend door de seismografen worden waargenomen (zie microseisme). Zware bevingen worden door seismografen over de gehele wereld geregistreerd.

De magnitude M van een aardbeving hangt volgens Richter samen met de maximale versnelling a van de bodembeweging in het epicentrale gebied, volgens de formule M = 1,8 log a + 2,2. De op deze wijze gedefinieerde magnitude is een maat voor de energie E (in joule) die in de seismische trillingen wordt uitgestraald: log E = 1,5 M + 4,8. In de seismografische stations die op grote afstand van de aardbeving zijn gelegen, wordt de magnitude van een geregistreerde beving meestal afgeleid uit de grootte van de oppervlaktegolven. Uiteraard moet men dan de afstand tot het epicentrum in rekening brengen. Op het KNMI te De Bilt gebruikt men de formule M = log A/T + 1,66 log Δ + 3,3. Hierin is A de maximale amplitude van de oppervlaktegolven, uitgedrukt in micrometer, T is de periode daarvan in seconden, en Δ is de epicentrale afstand gemeten in graden. Een voorbeeld: na een zware aardbeving in Chili (Δ = 115 °) lopen oppervlaktegolven door Nederland met een amplitude van 1 mm bij een periode van 20 seconden; in dit geval is M = 8y.

De magnitudeschaal van Richter is een open schaal, d.w.z. dat de magnitude geen boven- en geen ondergrens heeft. Elke hogere eenheid van magnitude betekent een 10× grotere amplitude en een 30× grotere energie-uitstraling. Voor de zwaarste wereldbevingen, waarbij in het epicentrale gebied de intensiteit XI of XII (totale verwoesting) wordt bereikt, is de magnitude 8 of 9 en de vrijkomende energie 10¹⁷ tot 10¹⁸ joule.

Per jaar komen over de gehele wereld gemiddeld ongeveer 10 zeer zware bevingen voor, voorts 100 zware aardbevingen en 100 000 zwakke aardschokken. Het totale aantal bevingen dat met instrumenten kan worden waargenomen, bedraagt ongeveer y miljoen per jaar. De meeste daarvan zijn onschadelijk, terwijl van de zware bevingen ook gelukkig nog een groot percentage voorkomt in streken die niet of nauwelijks bewoond zijn. De totale hoeveelheid energie die bij de aardbevingen vrijkomt, gesommeerd over alle aardschokken, is van de orde van 10¹⁸ joule per jaar. Tussen opeenvolgende jaren kunnen grote fluctuaties optreden.

In een aantal gevallen bleek het mogelijk met zekerheid vast te stellen dat een tektonische aardbeving werd veroorzaakt door een plotselinge verplaatsing van aardschollen. Een duidelijk voorbeeld was de Californische aardbeving van 1906. Nadat door een jarenlange langzame beweging de spanning in het gesteente langs de San Andreas Fault was opgevoerd tot de maximale waarde, schoven op de rampdag langs het reeds bestaande breukvlak de blokken horizontaal langs elkaar, over een afstand van gemiddeld 4 meter. Het hypocentrum van deze aardbeving lag volgens de seismogrammen op 20 km diepte. Door een onderlinge langzame verplaatsing van oceaanbodem en kustgebied, die volgens geodetische metingen jaar in jaar uit voortgaat, kwam het Californische land in een verwrongen toestand te verkeren, totdat bij het overschrijden van de wrijvingskracht een terugveren plaatsvond langs een verticaal vlak van 400 km lang en 20 km diep. Men kan schatten dat de vrijgekomen energie in zo'n geval van de orde 10¹⁷ J is, wat klopt met de magnitude die volgens de seismogrammen op 8,2 moest worden gesteld.

In Japan heeft de beweging vaak een sterke verticale component; de blokken die langs de breukvlakken schuiven, voeren meer kantelende bewegingen uit.

Lang niet altijd zijn de scheuren die bij een aardbeving in het landschap ontstaan, de primaire aanwijzing voor de blokverschuiving. Scheuren in de grond kunnen secundaire effecten zijn waarbij de eigenlijke beweging zich aan het oog onttrekt; dit is zeer zeker het geval bij diepe aardbevingen. Het is daarom beter het mechanisme van de aardbevingen te reconstrueren uit de seismogrammen. Uit de door de aardbeving uitgestraalde longitudinale en transversale golven kan worden vastgesteld hoe de krachten en bewegingen in het hypocentrum gericht waren; de richting van de grootste druk in het gesteente, en ook die van de kleinste druk (de grootste rek), is in principe uit de seismogrammen te reconstrueren. Voor de eilandbogen van de Aleoeten via Japan tot aan de Filippijnen krijgt men zo als uitkomst dat de aardkorst daar onder invloed verkeert van naar het noordwesten gerichte krachten wat in overeenstemming is met de noordwestelijke beweging van de bodem van de Grote Oceaan.

Het mechanisme van de diepe aardbevingen wijst op drukkrachten die steil omlaag zijn gericht overeenkomstig de in de subductiezones (benioffzones) neerdalende aardkorstschollen. In de alpine zone van de Middellandse Zee naar de Himalaja en Indonesië is het mechanisme van de aardbevingen te danken aan hoofdzakelijk noord-zuid gerichte krachten. In de mid-oceanische ruggen zijn horizontale rekkrachten werkzaam. De verdeling van de drukkrachten en de rekkrachten in de aardbevingszones geeft een sterke steun aan de theorie van de mondiale schollentektoniek.

De achtergrond van de spanningsophopingen die tot een ontlading in de vorm van aardbevingen leiden, is steeds duidelijker geworden. Terwijl men vroeger als grondoorzaak zag de inkrimping van de aardbol als gevolg van geleidelijke afkoeling, is men vooral op grond van de zeer speciale ligging der seismische gordels tot het inzicht gekomen dat er vermoedelijk voortdurend plastische bewegingen in de aardmantel en in de aardkorst gaande zijn (convectiestromen); deze langzaam stromende beweging van het gesteente dient ook voor de verklaring van de continentverschuiving. Doordat deze plastische stromingen steeds doorgaan, ontstaan na iedere aardbeving opnieuw spanningen, zodat na zekere tijd opnieuw een aardbeving kan optreden. Wanneer, zoals dat in Californië plaatselijk het geval is, langs een breukvlak voortdurend een langzame verschuiving optreedt, is dit in zekere zin een geruststellend verschijnsel. Het grote gevaar komt pas in zicht als de beweging stopt, zodat de spanning kan aangroeien tot zeer grote waarde.

Vooral bij diepe bevingen neemt men aan dat ook het bros worden van serpentijn, dat is ontstaan na serpentinisatie, door het afgeven van water (dehydrateren) een rol speelt. Het betreft hier een type beving dat op elke diepte kan voorkomen.

Met betrekking tot het voorspellen van aardbevingen is het mogelijk gebleken de spanningstoestand van de aardkorst in gebieden waar veel aardbevingen voorkomen (Californië, Japan, Centraal-Azië), enigszins te controleren door zeer nauwkeurige metingen te doen van eventuele vervormingen in het landschap (langzame verschuiving langs bekende geologische breuken, kanteling van aardschollen), van de grondwaterstand, de chemische samenstelling van het grondwater, en van het plaatselijke magnetische veld (bewegingen van het gesteente op grote diepte veroorzaken kleine veranderingen van het aardmagnetisme). Uiteraard let men nauwgezet op microbevingen, die worden beschouwd als voorlopers van grote bevingen. Vooral in China schenkt men ook aandacht aan eventueel onrustig gedrag van dieren (huisdieren, vissen en vogels, padden en slangen).

Een dergelijke continue bewaking is slechts in beperkte gebieden mogelijk met een dicht waarnemingsnetwerk, en geeft ook alleen indicaties over de plaatselijke seismiciteit. Het optreden van snelle veranderingen in de bovengenoemde verschijnselen kan een aanwijzing zijn voor een verandering van de spanningstoestand en een eventueel op handen zijnde aardbeving. Men kan tegenwoordig ook berekenen hoe groot de invloed is van een aardbeving op de spanningen op andere plaatsen langs de breuk. Het verschijnsel van de spanningsverplaatsing wordt stress triggering genoemd.

Het blijft echter een hachelijke zaak het epicentrum en de tijd van de beving nauwkeurig te voorspellen. Er zijn te veel voorbeelden van gemeten anomaliën die niet door een aardbeving gevolgd werden, en van aardbevingen die niet voorafgegaan werden door enige anomalie. Successen in het verleden, zoals die in het geval van de Haicheng-aardbeving in 1975, blijven uitzonderingen.

In beginsel is het mogelijk de spanningstoestand in een bepaald gebied te beïnvloeden door een vloeistofinjectie in de ondergrond (inpompen van water in diepe boorgaten). Hierdoor kunnen blokken van de aardkorst gemakkelijker langs elkaar glijden en kan men hopen een op handen zijnde zware aardbeving te verdelen in een aantal kleinere, die geen schade veroorzaken. Geheel zonder risico is een dergelijke handeling uiteraard niet.

Strikt genomen is de aarde onophoudelijk in trilling. De zwakste vibraties, die alleen door gevoelige seismografen worden geregistreerd, zijn de microseismen. Het zijn trillingen met een amplitude van enkele micrometers en met een periode van enkele seconden. De natuurlijke ruis hangt in belangrijke mate samen met het weer op de oceaan. Diepe depressies, die gepaard gaan met hevige stormen op de oceaan, kunnen in onze streken aanleiding geven tot microseismen.

In Nederland en België is de microseismische bodembeweging afkomstig uit de Noordzee of uit de Atlantische Oceaan; zij bestaat uit lange reeksen van min of meer regelmatige trillingen. Deze kunnen dagen achtereen voortduren, en in feite zijn er maar weinig dagen waarop de zwakke trillingen van de microseismen geheel ontbreken. Microseismen uit de Atlantische Oceaan hebben perioden van 6 tot 8 seconden; komen ze uit de Noordzee, dan is de periode iets korter (2 tot 6 s).

Het is zeer waarschijnlijk dat de microseismen ontstaan door drukfluctuaties die staande zeegolven op de bodem van de oceaan uitoefenen; daardoor fungeert een depressiekern op de oceaan vaak als middelpunt van de microseismische golfbeweging. De staande golven veroorzaken drukschommelingen op de zeebodem, die zich als rayleighgolven door de oceaanbodem voortplanten, en van daar tot grote afstand in het continent kunnen doordringen.

In Nederland zijn aardbevingen zeldzame verschijnselen; van de hier gevoelde aardbevingen ligt de haard meestal buiten Nederland. Voor zover de epicentra in Nederland zelf voorkomen, liggen ze in het zuidoosten, in Noord-Brabant en Limburg. De tektoniek wordt in deze provincies gekenmerkt door een ondergrond die door een serie steilstaande breuken in hogere en lagere streken, horsten en slenken, is verdeeld. Het breukgebied, dat van Zuid-Limburg in noordwestelijke richting door de provincie Noord-Brabant loopt, is een voortzetting van de veel belangrijker breukzone van het Rijndal in Duitsland, waar aardbevingen dan ook vaker voorkomen dan in Nederland. De op een na sterkste Nederlandse aardbeving van de 20ste eeuw was die van 20 november 1932, met epicentrum nabij Uden (Noord-Brabant), met magnitude 4,7. In 13 april 1992 werden Roermond en omgeving getroffen door een zwaardere aardbeving, met magnitude 5,7; er ontstond zware schade in het Nederlands-Duitse grensgebied.

Ook in België komen weinig aardbevingen voor. De sterkste schokken bereikten een intensiteit van VII. De omvangrijkste schade in de loop van de 20ste eeuw werd veroorzaakt door de aardbeving van 11 juni 1938, toen 25 000 schoorstenen werden omgeworpen. De magnitude volgens Richter bedroeg 5,6. De haard lag tussen 25 en 50 km diepte onder de gemeenten Zulzeke en Nukerke (bij Oudenaarde) en het macroseismische gebied bestreek een oppervlakte van 100 000 km². In 1983 werd Luik getroffen door een aardbeving van magnitude 5 waarbij plaatselijk belangrijke schade ontstond. De epicentra vallen in België samen met de breukenrijke zones van de synclinale van Namen in Henegouwen, en van het oosten van de provincies Luik en Limburg, evenals met die van het Cambro-Silurisch Brabants Massief.