Tsunamigefährdung im Mittelmeer - Eine Analyse geomorphologischer und historischer Zeugnisse

Abstract

The Mediterranean is a strong tsunamigenic region. This paper examines this assumption by an analysis of 176 historical tsunami events (GFZ 2005) from this area and a comparison with other tsunamigenic regions on a global scale. Taking into account geomorphological tsunami evidences, the tsunamigenic zones of the Mediterranean are described concerning occurence, causes and characteristics of historical tsunamis. These zones are classified by their risk potential. Furthermore, the propagation patterns of several strong tsunami events, caused by different mechanisms, in the highly vulnerable Hellenic Arc and the Southern Aegean Sea are discussed. As a result of this examination, a view of the coastal areas exposed to the tsunami hazard in the Mediterranean can be attained.

Full text

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 153
Tsunamigefährdung im Mittelmeer – Eine Analyse
geomorphologischer und historischer Zeugnisse
PATRICK SCHIELEIN¹, JOCHEN ZSCHAU², HEIKO WOITH² & GERHARD SCHELLMANN¹
Abstract
The Mediterranean is a strong tsunamigenic region. This paper examines this
assumption by an analysis of 176 historical tsunami events (GFZ 2005) from this area
and a comparison with other tsunamigenic regions on a global scale. Taking into account
geomorphological tsunami evidences, the tsunamigenic zones of the Mediterranean
are described concerning occurence, causes and characteristics of historical tsunamis.
These zones are classified by their risk potential. Furthermore, the propagation patterns
of several strong tsunami events, caused by different mechanisms, in the highly vulne-
rable Hellenic Arc and the Southern Aegean Sea are discussed. As a result of this
examination, a view of the coastal areas exposed to the tsunami hazard in the
Mediterranean can be attained.
1. Einführung
Ein Tsunami ist eine Serie von langperiodischen Wellen, ausgelöst von einer schnellen
Verdrängung großer Wassermassen oder der plötzlichen Dislokation der gesamten
Wassersäule (BRYANT 2001). Der Gebrauch des Begriffes „Tsunami“ ist hier – wie
auch im allgemeinen Verständnis – auf den ozeanischen Bereich beschränkt. Ursa-
chen dafür können submarine und litorale Erdbeben oder Massenbewegungen sein,
ebenso wie bestimmte vulkanische Aktivitäten im Meer beziehungsweise an der Küs-
te. In historischer Zeit ist kein Tsunami durch einen Meteoriteneinschlag im Ozean
bezeugt, doch ist anzunehmen, dass Tsunamis durch Einschläge von Himmelskörpern
entstanden (KELLETAT 2003).
Wurde die Wassersäule angeregt, breiten sich die Wellen eines Tsunami schnell
aus. Dies ist aufgrund der möglichen Wellenlängen von einigen hundert Kilometern
und der geringen Höhe von meist unter 1 m auf dem offenen Meer kaum spürbar. Die
Ausbreitungsgeschwindigkeit (c) eines Tsunami hängt von der Wassertiefe (H) ab
1 Institut für Geographie, Universität Bamberg, D-96045 Bamberg, patrick.schielein@uni-bamberg.de
2 GeoForschungsZentrum Potsdam , Sektion 2.1: Erdbebenrisiko und Frühwarnung,D-14467 Potsdam

154 P. SCHIELEIN et al. (2007)
und kann nach der Formel für lange Wellen c = √gH berechnet werden (DIETRICH et
al. 1975). Nimmt man eine Wassertiefe von 4.000 m an, erreicht der Tsunami eine
Geschwindigkeit von über 700 km/h. Dementsprechend bewegt sich der Tsunami im
offenen Ozean am schnellsten und verlangsamt sich, je flacher das Wasser wird.
Neben der Geschwindigkeit reduzieren sich auch Wellenlänge und Periode der Tsunamis,
während die Wellenhöhe an der Küste (runup) stark ansteigt (SCHEFFERS & KELLE-
TAT 2001). Die horizontale Überflutung kann bis zu mehrere Kilometer weit vordrin-
gen, da immer noch relativ große Wellenlängen vorherrschen und somit ein großes
Wasservolumen immer weiter nachströmt. Solch eine Wassermasse besitzt eine im-
mense Transportkraft, die weit über der von windinduzierten Wellen liegt (BARTEL &
KELLETAT 2003). Daraus resultiert eine küstengestaltende Wirkung, die an verschie-
denen Küsten typische geomorphologische Zeugnisse hinterlassen kann: verschie-
denartig zusammengesetzte Sedimentschichten (im Mittelmeer: DAWSON 1994,
DOMINEY-HOWES et al. 2000a, SCHEFFERS & KELLETAT 2004), große Felsblöcke in
isolierter Lage oder zu Rücken angehäuft im Mediterranen Raum für Mallorca
(BARTEL & KELLETAT 2003), Apulien (MASTRONUZZI & SANSO 2000), Zypern
(KELLETAT & SCHELLMANN 2001; dies. 2002), Sizilien (SCICCHITANO et al. 2007),
Kreta (SCHEFFERS 2006), Libanon (MORHANGE et al. 2006), Südtürkei (KELLETAT
2006) und NW – Griechenland (VÖTT et al. 2006) bezeugt, Sandfächer an Küsten-
barrieren (GIANFREDA et al. 2001, VÖTT et al. 2006) sowie andere sedimentologische
und erosive Tsunamispuren (BRYANT 2001). Außerdem kann ein Tsunami eine ver-
heerende Wirkung auf stark besiedelte Küstengebiete haben, wie in jüngster Vergan-
genheit beim Tsunamiereignis am 26.12.2004 im Indischen Ozean deutlich wurde. Da
auch im Mittelmeer seit Jahrtausenden die Küsten des Mittelmeeres von Menschen
genutzt und bewohnt werden und schon mehrfach Tsunamis auftraten, stellt sich die
Frage, ob auch dort die Küsten von Tsunamis mit ähnlich zerstörerischer Wirkung
bedroht waren und sind.
Als Grundlage dieser Untersuchung dient der Tsunami – Katalog des GeoFor-
schungsZentrum Potsdam (GFZ 2005), welcher auf den Onlinekatalogen verschiede-
ner internationaler Forschungsinstitute (NOAA 2005, NTL 2005, INGV 2005, IG 2005,
IGN 2005) basiert. Dieser Katalog enthält zahlreiche Parameter zur Entstehung und
Ausprägung der Tsunamis. Für die vorliegende Arbeit wurden nur die als verlässlich
eingestuften Nennungen von Tsunamiereignissen für das Mittelmeer aus dem Tsuna-
mikatalog (GFZ 2005) übernommen. Desweiteren wurden Doppelnennungen berei-
nigt. Für das Mittelmeer – ohne Schwarzes Meer und Marmara Meer – ergaben sich

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 155
176 verlässliche Tsunaminennungen (s.u.). Neben den historischen Zeugnissen wer-
den auch geomorphologische Tsunamispuren betrachtet, um erstere zu ergänzen oder,
in Gebieten ohne Aufzeichnungen über einen Tsunami, überhaupt Hinweise auf die-
sen zu bekommen. Auf Basis des Tsunamikataloges (GFZ 2005) wird die Stellung des
Mittelmeers im weltweiten Vergleich mit anderen Gebieten herausgearbeitet. Die tsu-
namiaktiven Zonen des mediterranen Raumes werden nach Tektonik, Seismizität,
eventuellem Vulkanismus, dem Tsunamiauftreten selbst und geomorphologischen Tsu-
namispuren untersucht, um jeweilige Gefährdungspotentiale abschätzen zu können.
Besonders schwerwiegende Einzelereignisse in den stark tsunamiaktiven Zonen des
Hellenischen Bogens und der südlichen Ägäis werden in Fallstudien ausführlich vor-
gestellt. Dabei stehen vom Entstehungsmechanismus abhängige Verbreitungsmuster
im Vordergrund. Die Schadenswirkung dieser Ereignisse ist, übertragen auf andere
Zonen, eine weitere Komponente zur Abschätzung der Tsunamigefährdung im Mittel-
meer.
2. Tsunamis weltweit
Tsunamis können in allen Ozeanen der Erde auftreten. Es gibt jedoch Gebiete, in
denen sie häufiger entstehen und deren umliegende Küsten besonders gefährdet sind.
In Abb. 1 sind von allen verlässlichen Tsunaminennungen im ozeanischen Bereich
(n=1323) diejenigen abgebildet, zu deren Ursprung die geographischen Koordinaten
im Tsunamikatalog (GFZ 2005) vorhanden sind (n=1252). Besonders auffällig sind die
vielen Beben entlang von Subduktionszonen, welche Tsunamis generierten. Diese tre-
ten vor allem an den Rändern des Pazifik – am zirkumpazifischen Feuergürtel – aber
auch am Sundabogen im Indischen Ozean und entlang des karibischen Bogens sowie
im Mittelmeer auf, da bei diesen Subduktionsbeben der vertikale Versatz des Meeres-
bodens zur Anregung der Wassersäule gegeben ist. Beben, vor allem außerhalb die-
ser Zonen, sind nicht immer allein ausschlaggebend für die Entstehung eines Tsunami.
Stattdessen werden durch die Erdbeben oftmals submarine Rutschungen ausgelöst,
welche den Tsunami generieren. In der Karte sind nur wenige dieser Fälle zu erken-
nen. Es ist jedoch davon auszugehen, dass der Anteil dieser Tsunamis weit höher liegt
als in den Katalogen angegeben wird, da die genaue Identifikation einer submarinen
Rutschung insbesondere bei historischen Erdbeben oft kaum möglich ist. Die Be-
trachtung der runups in Abhängigkeit von der Magnitude bzw. der Herdtiefe eines
tsunamiauslösenden Bebens kann als Hinweis für die Beteiligung einer Rutschung an
der Generierung des Tsunami gelten (siehe Abb. 2). Eine direkte Abhängigkeit der

156 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Abb. 1: Die Herde aller verlässlichen Tsunaminennungen weltweit; nach Ursachen
untergliedert (n = 1252) Datenquelle: GFZ 2005.

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Wellenhöhen von der Herdtiefe ist nicht abzulesen. Es lässt sich nur feststellen, dass
sich die Hypozentren der meisten tsunamiauslösenden Beben in bis zu 100 km Tiefe
befinden (Durchschnitt = 34 ± 25 km). In Richtung der zunehmenden Erdbebenmag-
nitude ist die Tendenz steigender runups zu erkennen, auch wenn viele, zum Teil sehr
hohe Werte, schon bei Ereignissen mit kleineren Magnituden erreicht wurden. In der
Literatur wird ein Wert von Ms 7 - 7,5 angenommen, der bei Erdbeben nötig ist, um
einen Tsunami mit Schadenswirkung zu generieren (BRYANT 2001). Nach GUSIAKOV
(2003) zeigen Modelle, dass der Versatz des Meeresbodens bei diesen Erdbebenma-
gnituden alleine kaum für Auflaufhöhen größer als 2 bis 3 m verantwortlich sein kann.
Der Median der Magnitude (Ms) tsunamiauslösender Beben liegt weltweit bei 7,1 (n
= 1083), im Mittelmeer bei 6,6 (n = 135) (GFZ 2005). Wie in Abb. 2 ersichtlich, wur-
den auch bei schwächeren Erdbeben Tsunamis mit meterhohen Aufläufen generiert.
Außerdem treten hier und vor allem im Bereich um Magnitude (Ms) 7,5 Tsunamis
auf, deren maximale runups extreme Werte von teilweise mehreren Zehnermetern
erreichten. Diese Abweichungen können mehrere Ursachen haben: (1) Werte für
Magnitude, Herdtiefe und Lage des Epizentrums beruhen vor Beginn exakter seismi-
scher Messungen auf Schätzungen und können fehlerhaft sein. (2) Die maximale
Abb. 2: Abhängigkeit der runup – Höhen in (m) bei erdbebengenerierten Tsunami von Erdbebenmagnitude
(Ms) und Herdtiefe (in km, logarithmisch aufgetragen); n = 249. Datenquelle: GFZ 2005.

158 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Auflaufhöhe wird meist nur an einer Stelle gemessen, beziehungsweise geschätzt und
liegt bei verschiedenen Ereignissen unterschiedlich weit vom Entstehungsherd des
Tsunami entfernt. Zudem werden die runups durch die jeweilige Bathymetrie und
Küstenmorphologie beeinflusst und sind somit oftmals nicht repräsentativ für die Scha-
denswirkung des Tsunami. (3) Sekundär zum Beben können submarine Rutschungen
auftreten, welche den Tsunami verursachen, aber nicht als eigentlich auslösender
Mechanismus identifiziert werden. Dies kann bei relativ schwachen oder tiefen Be-
ben die quantitativen Abhängigkeiten der Tsunamientstehung von Erdbebenmagnitude
und Herdtiefe verfälschen. Andererseits kann eine relativ große Auflaufhöhe des Tsu-
nami bei einer geringen Magnitude und / oder bei einem tief liegenden Bebenherd ein
Hinweis auf eine submarine Rutschung als eigentlich tsunamiauslösendem Vorgang
sein.
Rutschungen entstehen aber auch ohne vorausgehende Erdbeben. Im litoralen
Bereich kommen sie als tsunamiauslösende Ereignisse fast nur an den steilen Hängen
von Fjorden in Alaska und Norwegen vor (siehe Abb. 1). Zudem können wiederum
Erdbeben direkter Auslöser für eine solche Rutschung sein. Tsunamis, die durch vul-
kanische Aktivitäten entstehen, treten einerseits an aktiven Vulkanen vom Typ des
ozeanischen Intraplattenvulkanismus (hot spots) auf. Andererseits können auch durch
den die Subduktionszonen begleitenden Vulkanismus in Pazifik, Indik, Mittelmeer und
Karibik Tsunamis entstehen. Abb.3 ist zu entnehmen, welche Prozesse für die Entste-
hung von Tsunamis in den verschiedenen Ozeanen und Meeren verantwortlich sind.
In besonderem Maß werden Tsunamis allein durch Erdbeben (82,3 % aller Nennun-
gen) ausgelöst. Vulkanische Ursachen erreichen insgesamt nur 4,8 %. Der Anteil von
Massenbewegungen ohne auslösendem Erdbeben liegt bei 5,1 % aller Nennungen,
während tektonisch bedingte Rutschungen nur bei 3,6 % der weltweiten Tsunamis als
Ursachen genannt werden. Die meisten Tsunamis wurden im Pazifik generiert (68,9
%). Der Indische Ozean ist mit 4,2 % nur sehr gering, der Atlantik mit immerhin 26,9
% vertreten. Dies lässt sich hauptsächlich auf die frühen historischen Aufzeichnun-
gen im mediterranen Bereich und teilweise im Schwarzen und im Marmara Meer
zurückführen (siehe Abb. 4). Für das Mittelmeer ist schon um 1628 v. Chr. ein Tsuna-
mi im Katalog (IG 2005, NTL 2005) verzeichnet. Betrachtet man auch die Nennun-
gen mit geringer Verlässlichkeit, wurde der älteste historische Tsunami bereits um
2000 v. Chr. an der syrischen Küste beobachtet (GFZ 2005, SOLOVIEV et al. 2000).
Im Schwarzen Meer stammt die älteste Nennung aus dem Jahr 20 n. Chr (NOAA
2005). In Japan wird der erste Tsunami im Jahr 684 n. Chr. (NTL 2005) erwähnt, der

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0%
20%
40%
60%
80%
100%
Atlantik Indik Pazifik Karibik Schwarzes /
Marmara
Mittelmeer Weltweit
Erdbeben Vulkanisch tektonische Rutschungen
Massenbewegungen unbekannt
Abb. 3: Tsunamiursachen weltweit und in den Ozeanen. Datenquelle: GFZ 2005.
0%
10%
20%
30%
40%
50%
60%
70%
80%
90%
100%
BC bis 500 500-1000 1000-1500 1500-1900 1900-2004
Pazifik
Indik
Atlantik:
Karibik
Schwarzes /
Marmara
Mittelmeer
sonst
n = Anzahl der Nennungen
im jeweiligen Zeitraum
(N = 1323)
Abb. 4: Zeitliche Entwicklung der Verteilung von Tsunaminennungen in den Ozeanen. Datenquelle:
GFZ 2005.

160 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Anteil des Pazifiks an allen Nennungen bleibt jedoch bis nach 1500 n. Chr unter dem
des Atlantiks (siehe Abb 4). In der Neuzeit wurden auch Tsunamis in anderen Gebie-
ten der Erde erfasst. Die weltweite Verbreitung von Tsunamis ist aber eigentlich erst
im geologisch sehr kurzen Zeitraum nach 1900 n. Chr repräsentativ, da nun in vielen
Teilen der Welt exakte Messungen für Meeresspiegelveränderungen vorliegen. In
Erste
Nennung
(n.Chr.)
Ortsangabe
insges.ab 1900 insges.ab 1900
911 595 684 1,45 0,18 3,53 374 0,42 245
Japan
1762
56 26
Bucht v.
Bengalen
4,32 4 12,74 19 8,67 12
356 124 1628 v.Chr.10,20,84 42,23 86 2,21 47
Santorin
1530
63 24
Isla Cubagua
7,52 4,33 24,94 19 11,56 9
20
50 13
Schwarzes
Meer
(Georgien)
39,68 8 132,27 15 26 4
1628 v.Chr.
176 53
Santorin
20,64 1,96 113,5324,73 20
1628 v.Chr.
1.323 745
Santorin
2,75 0,14 7,58 479 0,34 304
Ozeane
und
Nebenmeere
des
Atlantiks
AlleNennungen Statistische
Wiederholungs-
periode aller
Nennungen
inJahren¹
Statistische
Wiederholungs-
periode
der Nennungen mit
runups?1m
inJahren¹
insges.n ab 1900 n
Pazifik
Indik
Atlantik
Karibik
Gesamt
Schwarzes / Marmara
Meer
Mittelmeer
Datenquelle:GFZ2005
¹seiterster Nennung (insges.),bzw.seit1900 n.Chr.; bis 31.12.2004 n.Chr..
>
Tab. 1: Auftreten von Tsunamis in verschiedenen Ozeanen und in den Nebenmeeren des Atlantiks - nur
Nennungen mit hoher Verlässlichkeit.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 161
Tabelle 1 werden statistische Berechnungen daher jeweils für den gesamten Beob-
achtungszeitraum und für den Abschnitt seit 1900 n. Chr vorgenommen, um die ver-
schiedenen Gebiete vergleichen zu können. In Tab.1 sind die ersten verlässlichen
Nennungen für einen Tsunami und die Gesamtzahl der Tsunamis seit jeweils dieser
ersten Nennung und seit 1900 n. Chr angegeben. Aus diesen Daten ergeben sich die
statistischen Wiederholungsperioden eines Tsunamiereignisses für die einzelnen Oze-
ane und Nebenmeere. Betrachtet man nur die Ereignisse mit Auflaufhöhen von
mindestens einem Meter, erhält man den zeitlichen Abstand in der Vergangenheit
zwischen zwei Tsunamis, die höchstwahrscheinlich eine Schadenswirkung an der Küste
entfalteten. Dieser beträgt seit dem Jahr 1900 n. Chr für das Mittelmeer 4,73 Jahre.
Das ist für dieses kleine Nebenmeer ein beachtlicher Wert. Im Pazifik, welcher fast
ein Drittel der Erdoberfläche bedeckt und viele tektonisch aktiven Gebiete beinhaltet,
fand im gleichen Zeitraum alle 0,42 Jahre ein derartiger Tsunami statt. In der flä-
chenmäßig mit dem Mittelmeer vergleichbaren Karibik kam es nur alle 11,56 Jahre zu
einem größeren (runup ≥ 1 m) Tsunami.
3. Tsunamis im Mittelmeer
3.1 Geodynamik des mediterranen Raumes
Der mediterrane Raum ist geprägt vom Aufeinandertreffen der Eurasischen und der
Afrikanischen Platte. Diese beiden Platten bewegen sich jährlich mehrere Zentimeter
aufeinander zu (CGMW 2004). Dabei kommt es zum Teil zur Kollision von kontinen-
taler Kruste der beiden Platten, entlang des Kalabrischen und des Hellenischen Insel-
bogens auch zur Subduktion von ozeanischer Kruste der Afrikanischen Platte unter
die kontinentale Kruste der Eurasischen Platte (HEIDBACH 2000). Diese Subdukti-
onszonen werden von typischem Vulkanismus begleitet. Die plattentektonische Be-
wegung und folglich die Seismizität ist am Hellenischen Bogen am größten (CGMW
2004). Der tektonische Komplex des mediterranen Raums wird von zahlreichen Ver-
werfungen durchzogen und durch die Adriatische und die Anatolische Teilplatte wei-
ter aufgegliedert. Der westliche Teil der Anatolischen Platte stellt möglicherweise
eine separate Platte dar – die Ägäische Teilplatte. Daneben wird angenommen, dass
noch weitere Teilplatten das Mittelmeer untergliedern (vgl. z.B. WINDLEY 1986). Dazu
gehören die Ionische, die Messina und die Levantische Teilplatte. Der genaue Verlauf
von Plattengrenzen und Verwerfungen kann aufgrund fehlender Daten oftmals nicht
exakt festgelegt werden.

162 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Abb. 5: Tsunamiherde und tsunamiaktive Zonen im Mittelmeer.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 163
3.2 Tsunamiaktive Zonen im Mittelmeer
Tsunamis entstanden im Mittelmeer an verschiedensten Stellen, die sich zu Zonen
hoher Tsunamiaktivität zusammenfassen lassen (siehe Abb. 5).
Im westlichem Mittelmeer sind nur vereinzelt tsunamiauslösende Erdbeben –
meist an der Küste Nordafrikas – aufgetreten (siehe Abb. 5). Für einen Tsunami am
22.08.1856 n. Chr. wird eine maximale Wellenhöhe von 5 m angegeben (SOLOVIEV et
al. 2000), die den höchsten Wert in diesem Bereich darstellt. Bei einem Tsunami,
wiederum ausgelöst durch ein Beben vor der Küste Algeriens, am 21.05.2003 n. Chr.
betrug die maximale Wellenhöhe 2 m und die Erdbebenmagnitude (Ms) 6,9. Die höchs-
ten runups wurden dabei auf den Balearen beobachtet, in Nizza und Genua variierte
der Meeresspiegel um mehrere Zentimeter (HÉBERT & ALLASET 2003). An den Küs-
ten Mallorcas untersuchten BARTEL & KELLETAT (2003) Tsunamiablagerungen, die
bisher keinem Tsunamiereignis zugeordnet werden konnten. Dabei handelt es sich um
teilweise bis zu über 20 t schwere Felsblöcke, die in Höhen bis 8 m über dem mittleren
normalen Meeresspiegel gefunden wurden. Relative und absolute Datierungen zeig-
ten, dass in zwei Fällen der Transport der Blöcke durch Tsunamis vor einigen Jahr-
hunderten, in einem Fall weitere 1.000 Jahre früher stattgefunden haben muss (BARTEL
& KELLETAT 2003).
In der Ligurischen See lassen sich die wenigen Tsunaminennungen auf Erdbe-
ben zurückführen. Sie fanden verstreut an der Küste Liguriens, im Golf von Genua
und einige auch vor der toskanischen Küste statt (siehe Abb. 5). Zu diesen Ereignis-
sen sind jedoch kaum Tsunamiparameter angegeben (GFZ 2005). Eine Ausnahme
bildet die am 16.10.1979 n. Chr. durch Bauarbeiten am Flughafen von Nizza entstan-
dene submarine Rutschung. Diese löste einen Tsunami aus, der in 10 km Entfernung
die Küste mit bis zu 3 m Wellenhöhe überflutete (ASSIER-RZADKIEWICZ et al. 2000).
Ein weiterer gut dokumentierter Tsunami entstand am 23.02.1887 n. Chr. durch ein
flaches Beben (Ms = 6,3, Herdtiefe = 10 km) an einer parallel zur ligurischen Küste
verlaufenden Verwerfung. Dieser Tsunami erreichte die französische Küste bei Nizza
sowie Korsika mit 1 bis 3 m hohen Wellen (PELINOVSKY et al. 2002, EVA &
RABINOVICH 1997). Mit tsunamiauslösenden Erdbeben größerer Magnituden ist hier
kaum zu rechnen. Dennoch ist zu beachten, dass submarine Rutschungen durchaus
auch Tsunamis mit großer Reichweite auslösen könnten. Nach DAWSON (1999) wur-
de wahrscheinlich ein Paläotsunami durch einen derartigen Rutsch vor Sardinien in
der späten Weichsel – Kaltzeit verursacht.

164 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Für die vom Tyrrhenischen Meer umspülte italienische Küste Latiums und
Kampaniens sind nur wenige verlässliche Tsunaminennungen vorhanden. Zudem lo-
kalisieren sich die Epizentren ihrer auslösenden Beben weit im Landesinneren (siehe
Abb. 5). Diese Nennungen können daher als zweifelhaft angesehen werden (vgl.
MARAMAI & TERTULLIANI 1994). Die Tsunamigefährdung durch Erdbeben an der
Küste scheint nicht sehr groß. In der Bucht von Neapel besteht die Möglichkeit der
Tsunamigenerierung durch vulkanische Aktivitäten an den Phlegräischen Feldern so-
Tab.2: Auftreten von Tsunami in den tsunamigenen Zonen des Mittelmeers – nur Nennungen mit
hoher Verlässlichkeit und Angabe der geographischen Koordinaten.
Datenquelle:GFZ2005
¹seiterster Nennung (insges.),bzw.seit1900 n.Chr.; bis 31.12.2004 n.Chr.
²fürdasgesamte Mittelmeer wurden auchdieNennungen ohne Angabe der
geographischen Koordinaten berücksichtigt
Alle
Nennungen¹
Erste
Nennung
(n.Chr.)
Statistische
Wiederholungs-
periode aller
Nennungen
InJahren¹
Mittlere
Tsunamimagnitude auf der
Ambraseys–Sieberg –
Skala
Tsunamiaktive
Zonen im
Mittelmeer
insges.ab 1900 insges.ab 1900 insges.nab 1900 n
Westliches
Mittelmeer
10 5 1680 32,420,82,461,84
Ligurische See 10 2 1564 44 52 2,492,52
Tyrrhenisches
Meer
4-1562 110,5-21--
Kalabrischer
Inselbogen
22 11 1169 38 9,53,4223,211
Adria9 2 1270 81,652 3,2641
Ionisches Meer 47 13 373
v. Chr.
50,68 3,1442,913
Hellenischer
Bogen
15 4 66 129,226 3,8112,73
Ägäis31 13 1628
v. Chr.
117,28 3,0212,511
Östliches
Mittelmeer
71 26
v. Chr.
290 104 4 2 --
Gesamt²176 53 1628
v. Chr.
20,64 2 3,11282,847

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 165
wie an den Vulkanen Ischia und Vesuv. Es liegt aber nur vom Vesuv eine verlässliche
Tsunaminennung für das Jahr 1631 n.Chr. (INGV 2005, NTL 2005) vor. Historische
Quellen und Ausgrabungen in Pompeji deuten darauf hin, dass es beim bekannten
Ausbruch des Vesuv im Jahr 79 n.Chr. zu einem Tsunami kam. So zitieren SOLOVIEV
et al. (2000: S.27) den Augenzeugen Plinius den Jüngeren: „...many citizens who ran
to the sea coast, when escaping from the ashfall, were flooded by the arriving
wave, carried by it up inland and buried under red – hot lava“. Dieses Ereignis
ist jedoch in verschiedenen Tsunamikatalogen (INGV 2005, NTL 2005) als nur gering
verlässlich gekennzeichnet und erscheint daher nicht in den Karten und Statistiken.
Untersuchungen zur künftigen Tsunamigefährdung durch pyroklastische Ströme bei
großen Eruptionen des Vesuv zeigen, dass dabei wahrscheinlich nur Tsunamis mit
geringen Wellenhöhen und einer beachtenswerten Wirkung innerhalb des Golfs von
Neapel entstehen (TINTI et al. 2003a). Ein weiteres Gefährdungspotential könnte
vom submarinen Vulkanmassiv Marsili zwischen Sardinien und der Tyrrhenischen
Küste ausgehen. Dieser ca. 70 auf 30 km große und bis 3.000 m hohe Vulkan gilt
zwar momentan als nicht aktiv, jedoch könnten große Rutschungen an seinen Hängen
durchaus Tsunamis mit weitreichender Wirkung auslösen (STROMBOLI ONLINE 2007).
Der Kalabrische Inselbogen ist eines der tsunamiaktivsten Gebiete des Mittel-
meeres. Der größte Teil der hier entstandenen Tsunamis lässt sich entweder auf
Erdbebenaktivitäten entlang der Subduktionszone der Afrikanischen unter die Eurasi-
sche Platte beziehungsweise einer dazugehörigen Teilplatte oder auf den Vulkanis-
mus der Äolischen Inseln zurückführen. In Einzelfällen wurden auch Tsunamis durch
Rutschungen ausgelöst (siehe Abb. 5). Der Messina – Tsunami vom 28.12.1908 n.
Chr. war das schwerste Ereignis. Das auslösende Beben der Stärke 7,2 (Ms) hatte
sein Epizentrum 10 km unter der Straße von Messina (NTL 2005). Der Tsunami
selbst wurde durch eine Absenkung des Meeresbodens um einen halben Meter ange-
regt, die Wellen erreichten teilweise über 10 m Höhe an den Küsten Kalabriens und
Siziliens (TINTI & ARMIGLIATO 2001). Außerdem wurde von ungewöhnlichen
Meeresspiegelveränderungen an den Küsten Libyens und Ägyptens berichtet
(SOLOVIEV et al. 2000). Insgesamt starben bei diesem Erdbeben etwa 80.000 Men-
schen, wovon etwa 2.000 dem folgenden Tsunami zum Opfer fielen (TINTI &
ARMIGLIATO 2001).
Ein weiteres katastrophales Erdbeben (Ms = 6,8) mit Epizentrum an der Ostküste
Siziliens fand am 11.1.1693 n Chr. statt (INGV 2005). Dieses Beben und der dabei
ausgelöste Tsunami verursachten weitreichende Zerstörungen und forderten über

166 P. SCHIELEIN et al. (2007)
60.000 Opfer. Der Anteil des Tsunami an der Schadenswirkung sowie dessen genaue
Ausprägung ist wegen der spärlichen Datenmenge jedoch nicht festzustellen (PIATANESI
& TINTI 1998). Bis zu 152 t schwere Blöcke in 2 – 5 m Höhe ü. NN wurden nach
SCICCHITANO et al. (2007) an der Südostküste Siziliens bei diesen Tsunamis 1693 und
1908 n. Chr. sowie einem weiteren am 4.2.1169 n. Chr. abgelagert. Die durch vulka-
nische Aktivitäten induzierten Tsunamis im Bereich der Äolischen Inseln fanden zumeist
am aktivsten Vulkan dieser Inselgruppe, dem Stromboli statt. Zwar traten alle Tsunamis
am Stromboli während Perioden mit großen Eruptionen auf, doch nehmen MARAMAI
et al. (2005b) an, dass die meisten Tsunamis durch submarine Rutschungen ausgelöst
wurden. In den Jahren 1930 und 1944 wurde jeweils ein Tsunami durch einen
pyroklastischen Strom, ein weiterer wahrscheinlich durch eine submarine Rutschung
ausgelöst. Das letzte Tsunamiereignis am Stromboli ereignete sich am 30.12.2002 n.
Chr. als nach einer Periode intensiver Aktivität des Vulkans eine große Menge Lava
und pyroklastischen Materials an dessen Nordflanke akkumuliert war. Dieses rutsch-
te zuerst als eine submarine und wenige Minuten später als eine oberirdische Massen-
bewegung ab. Dadurch entstand ein Tsunami, welcher Stromboli selbst mit 10 m ho-
hen Wellen traf und an benachbarten Inseln wie Panera und Lipari noch die Küste
überflutete (MARAMAI et al. 2005a). Die Wirkung des Tsunami kann dennoch – wie
bei allen historischen, vulkanisch induzierten Tsunamis in diesem Gebiet – als lokal
bezeichnet werden, da die teilweise hohen runups nur in unmittelbarer Nähe zum
Ursprung erreicht wurden. Einzig durch den auf 5.000 BP datierten, teilweisen Kol-
laps des Stromboli könnte ein Tsunami entstanden sein, welcher nach Untersuchun-
gen von Ablagerungen auf der Vulkaninsel durch TANNER & CALVARI (2004)
möglicherweise über 100 m hohe runups am Stromboli auslöste und
höchstwahrscheinlich auch noch weit entfernte Küsten überflutete. Für einen mögli-
chen Kollaps des Sciara del Fuoco an der Nordwestküste Strombolis simulierten TINTI
et al. (2003b) die Ausbreitung eines Tsunami, der vor allem die Äolischen Inseln selbst
treffen würde – Stromboli mit bis zu 60 m hohen Wellen, aber auch die Küsten Kala-
briens und Siziliens mit mehreren Meter hohen Wellen. PARESCHI et al. (2006a) ver-
muten zudem, dass ein frühholozäner Flankensturz am Ätna auf Sizilien einen Tsunami
verursacht hat, der nach ihrer Modellierung weite Teile des östlichen Mittelmeeres
traf und für die Ablagerung der homogenites (CITA et al. 1996) verantwortlich ist
(s.u.).
Im Adriatischen Meer sind Tsunamis eine seltene Erscheinung (siehe Abb. 5),
da weder vulkanische Aktivitäten noch ausreichende Seismizität in diesem Gebiet

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 167
vorliegen (siehe Abb. 9). Außerdem sind große submarine Rutschungen aufgrund des
Flachmeercharakters zumindest im nördlichen Teil der Adria sehr unwahrscheinlich.
Von nur neun verlässlichen Nennungen im Katalog (GFZ 2005) wird eine – am
26.03.1511 n. Chr. im Golf von Venedig – von GUIDOBONI & TINTI (1989) angezwei-
felt. Das einzige gut dokumentierte Ereignis fand am 30.07.1627 n. Chr. am Kap
Gargano in Süditalien statt. Dieser Tsunami kann nach TINTI & PIATANESI (1996)
höchstwahrscheinlich der Hebung des küstennahen Meeresbodens nahe des Lesina
Sees im Norden der Halbinsel zugeschrieben werden. Diese Hebung fand während
eines Bebens (Ms = 6,3) mit Epizentrum auf dem Festland statt (INGV 2005, NTL
2005). Geomorphologische Spuren in Form von washover fans an der Sandbarriere
zwischen dem See und dem Meer wurden von diesem und weiteren Tsunamis dort
hinterlassen (GIANFREDA et al. 2001). Neben dem aus dem Jahre 1627, zeigen zu-
sätzlich die zwei größeren washover fans an dieser Küstenbarriere die hohe Gefähr-
dung dieses Küstenabschnitts durch Tsunamis an. Sie wurden auf ca. 2.430 und 1.550
Jahren BP datiert (GUIDOBONI & TINTI 1988). Während dieser Küstenabschnitt
damals noch weitgehend unbewohnt war, ist er heute stark besiedelt. Die zu erwar-
tende Wiederholung solcher Tsunamiereignisse stellt somit ein erhebliches Risiko für
Leben und Besitz der Bewohner dar.
Im Ionischen Meer an den Küsten Südalbaniens und Westgriechenlands bis zur
Straße von Kythira wurden in historischen Zeiten zahlreiche Tsunamis dokumentiert.
Der Tsunamikatalog (GFZ 2005) enthält 47 verlässliche Nennungen in diesem Be-
reich. Fast die Hälfte davon ereignete sich im Golf von Korinth beziehungsweise in
dessen westlichem Teil, dem Golf von Patras. Die Herde der übrigen Tsunamis reihen
sich entlang der Plattengrenzen von Adriatischer und Ägäischer Platte im Norden
sowie der Afrikanischen und der Ägäischen Platte weiter südlich (siehe Abb 5.). Die
seismische Aktivität entlang dieser konvergierenden Plattengrenzen ist hoch (CGMW
2004). An den Küsten Südalbaniens, um die zu Griechenland gehörenden Ionischen
Inseln und an der Küste der Peleponnes sind Erdbeben die hauptsächlichen Auslöser
für Tsunamis (GFZ 2005). Das stärkste Beben (Ms = 7,5) im Jahr 1886 n.Chr. süd-
westlich der Peloponnes verursachte schwere Schäden sowie einen Tsunami (IG 2005,
NTL 2005, NOAA 2005). Der höchste dokumentierte runup von 3 m wurde beim
Beben und der nachfolgenden Rutschung am 27.11.1914 n. Chr. auf der Insel Leukas
erreicht (IG 2005). An Küsten um diese Insel wurden verschiedenartige Ablagerun-
gen (Sandfächer, Blockfelder, Megablöcke, etc.) entdeckt, die auf mindestens 4
Tsunamis zurückzuführen sind, welche sich um 1000 cal und 30 cal v. Chr., um 430 cal

168 P. SCHIELEIN et al. (2007)
n. Chr. und zwischen 1000 und 1400 cal n. Chr. ereigneten (VÖTT et al. 2006). Neuere
Untersuchungen in diesem Gebiet verweisen auf einen starken Tsunami zwischen
395 cal v. Chr. und 247 cal v. Chr. (VÖTT et al. 2007). VÖTT et al. (2007) konnten an
verschiedenen Stellen der Bucht von Aghios Nikolaos küstenmorphologische Verän-
derungen durch Tsunamieinwirkung nachweisen, die sie auf runups von mindestens 2
– 3 m beziehungsweise 4 – 6 m zurückführen.
Ein weiteres tsunamigefährdetes Gebiet in diesem Bereich mit 18 verlässlichen
Nennungen im Tsunamikatalog seit dem 4. vorchristlichen Jahrhundert (GFZ 2005)
stellt der Golf von Korinth dar. Hier sind auch einige Rutschungen als Tsunamiauslö-
ser dokumentiert (GFZ 2005). In den Jahren 1963 und 1996 n. Chr. wurden Tsunamis
durch Rutschungen im litoralen und wohl auch submarinen Bereich ausgelöst, die
selbst nicht von direkt vorausgehenden Erdbeben verursacht wurden, sondern auf
gravitative Prozesse zurückgeführt werden (PAPADOPOULOS 2003). Weitere litorale
Rutschungen, welche nach Erdbeben auftraten, lösten in den Jahren 1794, 1861, 1965
und 1984 n. Chr. Tsunamis aus (SOLOVIEV et al. 2000, PAPADOPOULOS 2003). PAPA-
DOPOULOS (2003) plädiert zusätzlich dafür, den Tsunami, der sich 373 v. Chr. nach
einem Erdbeben (Ms = 6,6) ereignete, aufgrund historischer Beschreibungen einer
durch das Beben verursachten Rutschung zuzuschreiben. Die Erdbeben im Golf von
Korinth erreichten in der Vergangenheit Magnituden bis zu 7,0 (Ms) und lösten dabei
zum Teil schwere Tsunamis mit bis zu mehreren Meter hohen Wellen aus (GFZ 2005),
wobei die Wirkung der Tsunamis durch die relative Abgeschlossenheit des Golfs wei-
testgehend auf diesen begrenzt blieb. Die höchsten runups wurden bei einem Erdbe-
ben der Stärke 6,6 (Ms) im Jahr 1748 erreicht, als das Wasser an der Südküste des
Golfs stellenweise um 10 m über den normalen Wasserstand stieg (IG 2005, NTL
2005). Trotz der hohen Tsunamiaktivität im Golf von Korinth konnten als geomorpho-
logische Tsunamizeugnisse bisher nur Feinsedimentschichten gefunden werden, de-
ren tsunamigener Ursprung nicht eindeutig belegbar ist (KORTEKAAS et al. 2005). Für
andere Teile des Ionischen Meeres gibt es keine historischen Tsunaminennungen,
aber es liegen Befunde für einen Tsunami im Golf von Tarent an der Küste Apuliens
vor. Hier handelt es sich um zahlreiche bis zu 80 t schwere Blöcke, die bis in 1,8 m
Höhe und bis in 40 m Entfernung vom normalen Wasserstand abgelagert wurden.
MASTRONUZZI & SANSO (2000) datieren den Transport dieser Blöcke in den Zeit-
raum zwischen 1421 und 1568 n. Chr. und ordnen diesen Vorgang einem Tsunami zu,
der eventuell durch eine submarinen Rutschung als Folge des Bebens am 05.12.1456
n. Chr im Appenin ausgelöst wurde.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 169
Der Hellenische Bogen ist ein weiteres Gebiet, wo bedeutende Tsunamis auf-
traten (siehe Abb. 5). Tektonisch gesehen beschreibt dieser Bogen die Grenze zwi-
schen der Afrikanischen und der Eurasischen Platte beziehungsweise der Ägäischen
Teilplatte. Hier wird ozeanische Kruste subduziert (siehe Abb. 9). Dementsprechend
treten hier sehr schwere Subduktionsbeben auf, bei denen es zu großen vertikalen
Bewegungen des Meeresbodens kommen kann. Dadurch können Tsunamis großen
Ausmaßes generiert werden, die sich aufgrund der Lage am Kontinentalabhang im
tiefen Wasser des östlichen Mittelmeeres ungehindert ausbreiten können. So haben
sich im Jahr 1303 und um 365 n. Chr. schwere Beben mit Magnituden von mindestens
8,0 (Ms) in der Nähe Kretas ereignet (s.u.). Daneben fanden in den letzten 2.000
Jahren in diesem Bereich mindestens 13 weitere tsunamiauslösende Beben statt, welche
zum Teil Magnituden von 7,0 (Ms) oder sogar größer erreichten (GFZ 2005). Trotz-
dem gibt es kaum verlässliche Tsunamiablagerungen in diesem Bereich. Einzig an der
Süd- und Westküste Kretas wurden an mehreren Stellen verschiedenartige Blockab-
lagerungen gefunden, welche auf Tsunamieinwirkung zurückgeführt werden.
(SCHEFFERS 2006). Diese, nur zum Teil datierten (5660 ± 70 und 500 ± 60 Jahre BP)
Ablagerungen lassen sich bisher nicht den Ereignissen von 365 und 1303 n. Chr. zu-
ordnen. Ein historisch dokumentierter größerer runup von 8 m liegt nur bei einem
Ereignis am 6. Februar 1866 in der Straße von Kythira vor (IG 2005, NOAA 2005,
NTL 2005). Zu Opferzahlen finden sich bei keiner Nennung Angaben in den Katalo-
gen. Nur ALTINOK & ERSOY (2000) berichten von 10.000 Toten bei einem Tsunami
auf Rhodos im April 1609 n. Chr.. Soloviev et al. (2000) hingegen machen bei diesem
Ereignis keine Angaben zu Opfern und bei ANTONOPOULOS (1980) wird es überhaupt
nicht aufgeführt. Weitere tsunamiauslösende Erdbeben fanden in der Vergangenheit
vermehrt im östlichen Teil des Hellenischen Bogens zwischen Kos und Rhodos statt
(siehe Abb. 5). Der Informationsbestand ist hier wiederum sehr lückenhaft.
In der südlichen Ägäis schließt sich nördlich der Inselkette des Hellenischen Bo-
gens ein vulkanischer Bogen mit mehreren Vulkaninseln an (siehe Abb. 9). Innerhalb
des vulkanischen Bogens, der sich parallel zum Hellenischen Bogen wiederum von
Kleinasien bis zum griechischen Festland erstreckt, befinden sich mehrere Vulkane,
welche auch in historischer Zeit aktiv waren: Milos, Nisyros, Methana und Santorin
(SIMKIN & SIEBERT 1994, SMITHSONIAN INSTITUTE 2005). Die Generierung von
Tsunamis ist nur von Ausbrüchen des Santorin bekannt. Derartige Ereignisse fanden
in den Jahren 1650 und 62 n. Chr. sowie in der späten Bronzezeit statt (GFZ 2005).
Der tsunamiauslösende Ausbruch 1650 fand ca. 6 km nördlich des Santorin am sub-

170 P. SCHIELEIN et al. (2007)
marinen Krater des Mt. Columbo statt. Die in Tsunamikatalogen angegebenen maxi-
malen runups von 20 m (IG 2005, NTL 2005) bis 50 m (NOAA 2005) konnten bei
geomorphologischen Untersuchungen von DOMINEY-HOWES et al. (2000b) auf Thera
nicht bestätigt werden.
Neben den vulkanischen Ursachen können Tsunamis in diesem Gebiet auch durch
seismische Aktivitäten ausgelöst werden. Es findet zwar nur im südlichen Teil der
Ägäis entlang des Hellenischen Bogens Subduktion lithosphärischer Kruste statt, je-
doch wird der übrige Teil des Meeresbodens von zahlreichen Verwerfungen durchzo-
gen, an denen vertikale und horizontale Bewegungen der Erdkruste stattfinden (HEID-
BACH 2000). Die wichtigste dieser tektonischen Strukturen ist ein bis zu 1.500 m
tiefes Becken in der Nordägäis, welche eine Fortsetzung der Nordanatolischen Ver-
werfung darstellt. Eine weitere Fortsetzung dieser Verwerfung befindet sich weiter
südlich, im Norden der Insel Lesbos (CGMW 2004). Entlang dieser beiden Störungs-
linien lösten Erdbeben Tsunamis in historischer Zeit aus. Im zentralen Teil der Ägäis
gruppieren sich die Herde der tsunamigenen Beben an der Insel Chios und der nahe-
gelegenen türkischen Küste (siehe Abb. 5). Hier ereignete sich 1866 n. Chr. auch das
stärkste tsunamigene Beben in der Ägäis. Im griechischen Tsunamikatalog (IG 2005)
wird eine Magnitude (Ms) von 8,0 angegeben, wobei dieser Wert ausschließlich dort,
jedoch weder in den anderen Katalogen (vgl. NTL 2005, NOAA 2005) noch in den
Veröffentlichungen von SOLOVIEV et al. (2000) oder ANTONOPOULOS (1980) zu fin-
den ist. Des Weiteren wurden Tsunamis vor allem in den verschiedenen Golfen des
griechischen Festlandes und der Peleponnes durch Erdbeben ausgelöst.
Für das östliche Mittelmeer zwischen den Küsten Kleinasiens, Ägyptens und
des vorderen Orients liegen nur wenige Informationen über Tsunamis im Katalog vor
(GFZ 2005). Es sind lediglich sieben verlässliche Nennungen innerhalb dieses großen
Gebietes verzeichnet, die alle durch Erdbeben verursacht wurden. Aufgrund der
schlechten Datenlage ist es nicht möglich, Aussagen über die genauen Mechanismen
der Entstehung oder etwa die Beteiligung submariner Rutschungsvorgänge sowie
über die Ausprägung der Tsunamis zu machen. Mit 4 Nennungen repräsentiert die
Südküste Zyperns die tsunamiaktivste Zone im östlichen Mittelmeer. Zwei der Nen-
nungen – in den Jahren 1202 (NTL 2005) und 1222 n. Chr. (NOAA 2005) – beschrei-
ben jedoch mit großer Wahrscheinlichkeit dasselbe Ereignis, da sie im gleichen Monat
und mit der gleichen Erdbebenmagnitude angegeben werden und aus verschiedenen
Katalogen stammen. Auch SOLOVIEV et al. (2000) nehmen an, dass es sich hierbei
nur um ein Ereignis handelt, lokalisieren aber den Herd des tsunamiauslösenden Bebens

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 171
nicht an der Küste Zyperns, sondern nennen Palästina als Zentrum der Auswirkungen
des Bebens. Über die zwei weiteren Tsunamis in den Jahren 26 v. Chr. (NOAA 2005,
NTL 2005) und 1953 n. Chr. (NTL 2005) liegen keine weiterführenden Informationen
in den Katalogen und der Literatur vor. Nach HEIDBACH (2000) wird am zyprioti-
schen Bogen keine ozeanische Kruste subduziert. Dennoch sind im Grenzbereich von
Afrikanischer und Eurasischer Platte starke Beben mit tsunamiauslösender Wirkung
durchaus möglich. Untersuchungen von Tsunamizeugnissen an der West- und Südost-
küste Zyperns (KELLETAT & SCHELLMANN 2001; dies. 2002) unterstützen diese These.
Dort konnten neben bis zu 50 t schweren Blöcken auch Sand-, Kies- und Schotter-
akkumulationen, welche bis 15 m über dem Meeresspiegel reichen, der Wirkung von
Tsunamis zugeschrieben werden. Außerdem dokumentieren Transformationen klein-
maßstäblicher Oberflächenformen und „von Böden und Vegetation entblößte Küsten-
streifen, die häufig über 200 m, in Einzelfällen über 400 m und bis um 800 m Breite
erreichen und bis gegen die 50 m – Isohypse vordringen“ (zit. nach: KELLETAT &
SCHELLMANN 2001: 2f) den runup von katastrophalen Tsunamis an den Küsten Zy-
perns. Die Datierungen dieser sedimentologischen und geomorphologischen Spuren
weisen auf die Einwirkungen der Tsunamis vor etwa 200 – 300 Jahren, in einem Fall
auch vor bis zu 500 Jahren hin.
Weitere geomorphologische Tsunamizeugnisse wurden in Form dünner Sand-
schichten (SCHEFFERS 2006) sowie Blockablagerungen (KELLETAT 2006) an der
Südküste der Türkei beschrieben. Letztere sind bis über 20 t schwere, dislozierte
Beachrock – Blöcke, die in Höhen zwischen 2 – 3,5 m ü. NN teilweise in jüngerem
Beachrock einzementiert sind, teilweise auf diesem liegen und von KELLETAT (2006)
dem Transport durch Tsunamis vor über 1000 Jahren und vor etwa 250 – 300 Jahren
zugeschrieben werden. Der jüngere Tsunami könnte auch für Ablagerungen auf Zy-
pern verantwortlich sein (s. o.). Blöcke als Belege für jungholozäne Tsunamiereignisse
liegen auch für die Küste Libanons vor (MORHANGE et al. 2006). Dort wurden an
mehreren Stellen bis zu 30 m³ große Blöcke mehrere Zehnermeter landeinwärts trans-
portiert. Da die Radiokohlenstoffdatierungen von Blöcken an unterschiedlichen Loka-
tionen (3639 – 3489 cal v. Chr., 1436 – 1511 cal n. Chr., 1528 – 1673 cal n. Chr. und
1690 – 1950 cal n. Chr.) nicht mit Hebungsphasen vor der libanesichen Küste zusam-
menfallen, vermuten MORHANGE et al. (2006), dass die für die Ablagerungen verant-
wortlichen Tsunamis überregionalen Ursprungs waren. SALAMON et. al (2007) füh-
ren weitere Tsunamis für das östliche Mittelmeer auf, die im GFZ – Katalog (2005)
zum Teil als nicht verlässlich gekennzeichnet sind oder nicht aufgeführt werden. Eine

172 P. SCHIELEIN et al. (2007)
eindeutige Verknüpfung dieser Nennungen mit den oben beschriebenen
geomorphologischen Zeugnissen ist wiederum nicht möglich.
Ein statistischer Vergleich der einzelnen Zonen (siehe Tab. 2) bestätigt die vor-
genommene qualitative Einschätzung. In den tsunamiaktivsten Gebieten (Kalabrischer
Bogen, Ionisches Meer, Hellenischer Bogen, Ägäis) liegen viele Tsunaminennungen
vor, dort werden zumeist auch hohe Werte der durchschnittlichen Tsunamimagnitude
auf der Sieberg – Ambraseys – Skala (s.u.; AMBRASEYS 1962) erreicht. Einzig in der
Adria übertrifft dieser Wert in der Periode nach 1900 alle anderen Zonen, was daran
liegt, dass dort nur für ein relativ starkes Ereignis die Tsunamimagnitude angegeben
wird. In Tabelle 2 sind zudem die statistischen Wiederholungsperioden von Tsunamis
angegeben. Wiederum zeigen die genannten Zonen durch kurze Abstände zwischen
den Tsunamiereignissen eine besonders hohe Tsunamigefährdung.
3.3 Fallstudien
In drei Fallstudien von Tsunamis mit unterschiedlichen Ursachen wird im Folgenden
deren Entstehungsdynamik und Ausbreitung aufgrund historischer und wenn möglich
geomorphologischer Zeugnisse analysiert, um charakteristische Verbreitungsmuster
solch extremer Ereignisse aufzuzeigen. Damit soll eine kleinräumigere, über die vor-
genommene Zonierung hinausgehende Gefährdungsabschätzung sowohl für diese als
auch für tektonisch und geographisch ähnliche Gebiete ermöglicht werden.
3.3.1 Subduktionsbeben am Hellenischen Bogen
Für den Zeitraum zwischen der Mitte des 4. und des 6. Jahrhunderts n. Chr. häufen
sich im östlichen Mittelmeer die Hinweise auf Erdbebenereignisse. Diese Phase er-
höhter seismischer Aktivität wird als Early Byzantine Tectonic Paroxysm bezeich-
net. Das wohl herausragendste Ereignis ist das Erdbeben, oder eine Serie von Erdbe-
ben, das am 21.07.365 n. Chr. zahlreiche Städte auf Kreta zerstörte und einen starken
Tsunami verursachte. Außerdem werden dem Beben starke Schäden auf dem grie-
chischen Festland, auf Zypern und in Libyen zugeschrieben (STIROS 2001, STIROS &
DRAKOS 2006). Das Epizentrum wird von SOLOVIEV et al. (2000) entweder an der
Nordküste Kretas oder in der Straße von Kythira angegeben, wo es auch verschiede-
ne Tsunamikataloge (IG 2005, NTL 2005, NOAA 2005) lokalisieren. Aufgrund der
Hebung der Südwestküste Kretas um bis zu 9 m, vermuten STIROS & DRAKOS (2006),

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 173
dass sich das Epizentrum am Hellenischen Bogen südwestlich von Kreta befand. Sie
nehmen für dieses Beben eine Magnitude (Ms) von mindestens 8,5 an. Der dabei
ausgelöste Tsunami sorgte vor allem im Nildelta für Zerstörungen.
Der zeitgenössische Historiker Ammianus Marcellinus beschreibt die Auswirkun-
gen des Tsunami: „In Alexandria the sea carried ships over the great walls, while
in other places it stranded them on the dry shore. In the Adriatic sea ships were
stranded until the sea came back again. Other vessels of great size were driven
on shore and cast upon housetops as happened in Alexandria. Some were even
driven two miles inland, of which I myself (Marcellinus) saw one in Laconia,
Abb.6: Tsunamis durch starke Subduktionsbeben am Hellenischen Bogen in den Jahren 1303 und 365
n. Chr. mit Angabe von möglichen und verlässlichen Tsunamieinwirkungen an den Küsten des
östlichen und zentralen Mittelmeeres.

174 P. SCHIELEIN et al. (2007)
near the town of Methone“ (zit. nach ANTONOPOULOS 1980: 155). Neben diesem
Beispiel von der Peloponnes berichtet er von weiteren Plätzen auf Kreta, an der
ionischen Küste Griechenlands, im Golf von Korinth und auf Sizilien, wo das Wasser
stieg und „rushed inland up the foothills of the mountains 12 miles from the shore.“
(zit. nach ANTONOPOULOS 1980: 155). SOLOVIEV et al. (2000) nennen zudem
Tsunamiobservationen aus Kleinasien und selbst von der spanischen Küste, räumen
aber ein, dass zumindest Letztere eventuell bei einem anderen Ereignis beobachtet
wurden. In Abb. 6 sind die Tsunamiobservationen im Nil Delta als verlässlich und an
den übrigen Küsten als wahrscheinlich gekennzeichnet, da dort aufgetretenen Tsunamis
nicht genau datiert sind und von daher auch bei anderen Ereignissen während des
Early Byzantine Tectonic Paroxysm aufgetreten sein könnten (STIROS 2001).
Besonders die Beobachtung dieses Tsunami im Golf von Korinth kann angezwei-
felt und wahrscheinlich auf ein lokales Ereignis zurückgeführt werden.
Geomorphologische Spuren des Tsunami, welche eindeutig dem Beben zugeordnet
werden könnten, liegen nicht vor. PIRAZZOLI et al. (1992) beschreiben für den Hafen
von Falasarna – im Westen Kretas nahe des Epizentrums gelegen und während des
Bebens um über 6 m angehoben – Sedimente, welche durch einen Tsunami abgela-
gert worden sein sollen. Nach DOMINEY-HOWES (2002) können sie aber weder ein-
deutig datiert noch auf eine Ablagerung während eines Tsunami zurückgeführt wer-
den. So vermitteln nur die historischen Beschreibungen das Bild eines noch über wei-
te Strecken katastrophal wirkenden Tsunami (Abb. 6). Die Ausbreitung im mehrere
tausend Meter tiefen Becken des Mittelmeeres ist dabei wahrscheinlicher als in der
flacheren und durch Inseln geschützten Ägäis. Dass Berichte über den Tsunami an
eventuell betroffen Küstenbereichen in Nordafrika, auf Zypern und im Nahen Osten
fehlen, sollte nicht als Beweis dafür dienen, dass der Tsunami dort nicht auftrat.
Für ein weiteres großes Beben am Hellenischen Bogen gilt ähnliches wie für das
oben beschriebene Ereignis. Es gibt wiederum mehrere Bebennennungen zu verschie-
denen Zeitpunkten mit Angaben von seismischen Schäden und beobachteten Tsunamis
an unterschiedlichen Orten. So führt ANTONOPOULOS (1980) zwei verschiedene Er-
eignisse für das Jahr 1303 n. Chr. auf: das Beben am 8. August mit Epizentrum bei
Kairo und ein weiteres Ende Dezember mit Epizentrum im Mittelmeer zwischen Kre-
ta und Ägypten. Sowohl SOLOVIEV et al. (2000) als auch GUIDOBONI & COMASTRI
(1997) sehen diese beiden Nennungen als ein und dasselbe Erdbebenereignis, bei dem
ein starker Tsunami verursacht wurde. Erstere legen das Epizentrum dieses Bebens
in die Nähe von Rhodos, während Letztere es etwa 250 km südlich davon lokalisieren.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 175
Die stärksten Zerstörungen durch dieses Beben traten vor allem auf Kreta, Rhodos
und in Ägypten auf. In weniger starkem Ausmaß waren auch Syrien, Libanon, Israel,
Zypern und die Peloponnes betroffen (GUIDOBONI & COMASTRI 1997). Diese weit-
reichenden Schäden entsprechen der angegebenen Magnitude 8,0 (Ms) des Erdbe-
bens (IG 2005, NOAA 2005, NTL 2005).
GUIDOBONI & COMASTRI (1997) beschreiben die Wirkung des bei diesem Beben
generierten Tsunami auf Grundlage arabischer, griechischer und lateinischer Texte
folgendermaßen:
· Auf Kreta überflutete der Tsunami die Stadt Heraklion, zerstörte viele Häuser
und tötete zahlreiche Bewohner.
· An der israelischen Küste überflutete eine große Welle den Strand. Es kam zu
Todesopfern. „the sea off Acre receded about two parasangs (12.8 km),
revealing a great many objects on the sea bed“ (zit. nach GUIDOBONI &
COMASTRI 1997: 68).
· In Alexandria wurden durch große Wellen („reaching as far as the city walls“;
zit. nach ebd.) Schiffe und küstennahe Einrichtungen zerstört.
· Auch in der Adria werden ungewöhnliche Meeresspiegelschwankungen beob-
achtet.
SOLOVIEV et al. (2000) führen zusätzlich noch an, dass die Küsten von Syrien,
Libanon und der Peloponnes von diesem Tsunami in Mitleidenschaft gezogen wurden.
Von VÖTT et al. (2006) wurden Megablöcke und Blockfelder an der Küste Nordwest-
griechenlands beschrieben, welche von einem Tsunami zwischen 1000 und 1400 cal
n. Chr abgelagert wurden (s.o.). Eine eindeutige Zuordnung zum Beben von 1303 n.
Chr. ist jedoch nicht möglich. Die Tsunamis von 365 und 1303 n. Chr. sind beide bei
starken Beben an der Subduktionszone entlang des Hellenischen Bogens entstanden
und haben weite Teile des zentralen und östlichen Mittelmeeres erreicht (siehe Abb.
6). Die Gefährdung, welche von tsunamiauslösenden Beben am Hellenischen Bogen
ausgeht, ist als sehr hoch einzuschätzen, auch wenn die beschriebenen starken Ereig-
nisse etwa tausend Jahre auseinanderliegen.
3.3.2 Der Tsunami in der südlichen Ägäis am 9. Juli 1956
Am 09.07.1956 n. Chr. kam es innerhalb des vulkanischen Bogens nördlich des Hel-
lenischen Bogens zu einem starken Erdbeben (Ms = 7,5) mit geringer Herdtiefe (IG

176 P. SCHIELEIN et al. (2007)
2005, NOAA 2005, NTL 2005). Das Epizentrum des Bebens befand sich zwischen
den Inseln Amorgos und Astipalea, das des stärksten Nachbebens (Ms = 7,2) etwa 20
km südwestlich davon, im bis zu 700 m tiefen Amorgos Becken (PERRISORATIS &
Abb. 7: Ausbreitung des Tsunami vom 9. Juli 1956 n. Chr. in der Südägäis mit Angabe der Epizentren
von Haupt- und Nachbeben, des Rutschungsareals und der beobachteten Wellenhöhen.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 177
PAPADOPOULOS 1999). Dieses Becken streicht von Südwest nach Nordost und wird
von mehreren Verwerfungen eingefasst. Entlang einer der wichtigsten Verwerfungen
nördlich der Insel Anafi verläuft ein 25 km langer Steilhang.
In diesem Gebiet konnte von PERRISORATIS & PAPADOPOULOS (1999) durch se-
dimentologische Untersuchungen eine große submarine Rutschung nachgewiesen
werden. Das Rutschungsareal erstreckt sich auf einer Fläche von etwa 24 km Länge
und 6 km Breite in Tiefen von 350 bis 600 m. Die abgerutschten Sedimente stammen
vom oberen Hang im Süden des Amorgos Beckens und wurden durch einen oder
mehrere Rutschungsvorgänge bewegt. Da der höchste Punkt des Rutschungskörpers
nur etwa 10 km vom Epizentrum des Nachbebens aber 30 km von Epizentrum des
Hauptbebens entfernt liegt, wäre es möglich, dass die tsunamigene Rutschung erst
beim Nachbeben ausgelöst wurde (PERRISORATIS & PAPADOPOULOS 1999). PAPA-
ZACHOS et al. (1985) sowie SOLOVIEV et al. (2000) hingegen führen ausdrücklich an,
dass die Generierung des Tsunami nicht durch eine submarine Rutschung beeinflusst
wurde, sondern auf den vertikalen Versatz des Meeresbodens zurückgeführt werden
kann.
In nächster Umgebung zum Entstehungsherd des Tsunami wurde ein runup von
30 m erreicht (SOLOVIEV et al. 2000; ANTONOPOULOS 1980). Dieser Extremwert
wurde nur an der Südküste von Amorgos beobachtet und basiert auf Augenzeugen-
berichten. Exakte Messungen für die starken Meeresspiegelveränderungen beim
Auflaufen des Tsunami liegen nicht vor, da die Pegelmessstationen ausfielen. Weitere
hohe runups von bis zu 20 m wurden von der Nordküste Astipaleas und anderen dem
Amorgos Becken zugewandten Küstenabschnitten berichtet (siehe Abb. 7). Dabei
entstanden jedoch nur relativ geringe Schäden, da an den meisten Küsten die Bebau-
ung erst in höhergelegenen Gebieten begann. Obwohl die Insel Kalymnos 150 km in
östlicher Richtung vom Epizentrum des Hauptbebens entfernt liegt, traten dort die
schwersten Schäden auf und es gab drei Todesopfer, da sich die größten Ansied-
lungen an jener der Tsunamiquelle zugewandten Küste befanden (SOLOVIEV et al.
2000). Auf den dem Becken abgewandten Seiten der Inseln sowie an den weiter
entfernten Küsten Griechenlands und Kleinasiens liefen die Wellen nur bis in relativ
niedrige Höhen auf. Der am weitesten entfernte Punkt, an welchem der Tsunami
beobachtet wurde, befindet sich auf der ca. 330 km entfernten Insel Skopelos.
Die extremen maximalen runup – Werte im Amorgos Becken können nach
PERRISORATIS & PAPADOPOULOS (1999) zum Teil durch Überschätzung der beob-

178 P. SCHIELEIN et al. (2007)
achteten Wellenhöhen zustande gekommen sein und auf einen Maximalwert von 15 m
reduziert werden.
Untersuchungen von Tsunamiablagerungen auf Astipaleia stützen nach DOMINEY-
HOWES et al. (2000a) diese Annahme. Dabei wurden an der Nordküste der Insel nahe
des Ortes Stavros gerundete Kiese auf einem bis zu 10 m über dem Meeresspiegel
reichenden Kliff gefunden. Da sich zwischen diesen Kiesen Mollusken mariner Her-
kunft befinden, welche in den umliegenden Sedimenten nicht auftreten, kann von ei-
nem Ablagerungsvorgang durch einen Tsunami ausgegangen werden. Der Transport
durch Sturmwellen kann aufgrund der Lage mehrere Meter über bekannten Sturmab-
lagerungen ausgeschlossen werden. KELLETAT & SCHELLMANN (2001) sehen die
eindeutige Zuordnung dieser Ablagerungen zum Tsunami von 1956 jedoch als zweifel-
haft an, da einerseits die Kiese trotz geringer Reliefenergie vom Hang her mit Sedi-
menten bedeckt sind und darauf Bodenbildung zu erkennen ist, was auf eine frühere
Ablagerung hindeutet, und andererseits Radiokarbondaten an Mollusken unter Be-
rücksichtigung eines Reservoireffekts von mehreren 100 Jahren ein Maximalalter von
275 Jahren erbrachten. Im Süden der Insel konnten DOMINEY-HOWES et al. (2000a)
außerdem eine Schicht aus gerundeten und schräg geschichteten Grobkiesen dem
Tsunami vom 09.07.1956 n. Chr. zuordnen. Diese Schicht befindet sich innerhalb ei-
nes Kolluvialfächers in 20 bis 40 m Entfernung von der Küstenlinie in einer Höhe von
bis zu 2 m und beinhaltet Foraminiferen, deren Lebensraum zum Teil in der Tiefsee
liegt. Das Auftreten dieser marinen Lebewesen und die Lage der Kiese sprechen
wiederum gegen eine Entstehung durch Sturmwellen, sondern deuten auf die Ablage-
rung während eines hochenergetischen Einzelereignisses wie einem Tsunami hin. Die
zeitliche Einordnung ist bereits infolge eines Auftretens von Plastikfragmenten in der
organischen Auflage eindeutig in jüngster Vergangenheit festzulegen. Die genannten
Höhen von 2 m an der Südküste beziehungsweise 10 m an der Nordküste Astipaleias
stellen minimale Werte für den jeweiligen runup dar, jedoch sind sehr viel höhere
Werte unwahrscheinlich. Die der runup – Datenbank der National Oceanic and
Atmospheric Administration (NOAA 2005) entnommenen und in Abb. 7 dargestellten
Werte beinhalten zwar die eventuell überschätzten Beobachtungswerte, zeigen aber
dennoch das Verbreitungsmuster des Tsunami mit den höchsten runups im Amorgos
Becken und einer vornehmlichen Ausbreitung entsprechend der Rutschungsrichtung
nach Nordosten. Der hohe runup von 7,9 m auf der westlich gelegenen Insel
Folegandros ist möglicherweise auf einen lokalen Buchteneffekt zurückzuführen oder
auf eine fehlerhafte Eintragung in der runup – Datenbank (NOAA 2005), da er nur

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 179
dort, aber nicht in der Literatur erwähnt wird.
3.3.3 Der spätbronzezeitliche Ausbruch des Santorin
Santorin, die südlichste Insel der Cycladen, ist einer der wenigen heute aktiven Vulka-
ne im vulkanischen Bogen der südlichen Ägäis. Die letzte Eruption war 1950 n. Chr.
auf dem im Zentrum der Caldera neu wachsenden Vulkankegel Kameni
(SMITHSONIAN INSTITUTE 2005). Die Insel besteht heute nur noch aus einer großen
überfluteten Caldera mit 4 – 6 km Durchmesser, von der nur die bis zu 400 m ü. NN
hohen Ränder die heutige Gestalt bestimmen. Der größte Teil dieser Inselfragmente
trägt den Namen Thera, welcher oftmals synonym für den ganzen Vulkan gebraucht
wird. Die Caldera ist unter dem Meeresspiegel bis zu 390 m tief und im Westen von
drei Kanälen durchbrochen. Die Umwandlung der Vulkaninsel zu ihrer heutigen Form
fand während einer mehrtägigen Eruptionsserie in der späten Bronzezeit statt
(ANTONOPOULUS 1992). Die zeitliche Einordnung dieses Ereignisses ist nicht eindeu-
tig und wird basierend auf Radiokarbondatierungen von Tephra, dendrochronologischen
Untersuchungen und Eisbohrkernen auf die Mitte des 17. Jahrhunderts v. Chr. gelegt,
während Ärchäologen aufgrund der Chronologie von Töpferwaren und anderen ar-
chäologischen Zeugnissen einen jüngeren Zeitpunkt für wahrscheinlich halten.
(MANNING 1999). In diese Arbeit wurde das nach MANNING (1999) wahrschein-
lichste Datum übernommen: 1628 v. Chr., da dies nicht den archäologischen Zeugnis-
sen widerspricht und mit den geowissenschaftlichen Belegen übereinstimmt. Der
Volcanic Explosivity Index (s.u.) lag nach MCCOY & HEIKEN (2000) bei 6,9. Der
spätbronzezeitliche Ausbruch des Santorin stellt somit einen der weltweit stärksten
Vulkanausbrüche der vergangenen Jahrtausende dar.
Der Ausbruch, der sich über vier Tage erstreckte, wird von MCCOY & HEIKEN
(2000) auf Grundlage stratigraphischer Untersuchungen im Süden von Thera in 4
Hauptphasen eingeteilt:
· In der 1. Phase wurden bei einem plinianischen Ausbruch große Mengen von
Tephra und Bims ausgeworfen, die in weite Teile der Ägäis und Kleinasiens ver-
teilt wurden. Daneben entstanden auch großflächige Verbände von Bimsstein,
welche auf Oberflächenströmungen in der Ägäis und im östlichen Mittelmeer
trieben. Tsunamis wurden währenddessen nicht generiert.
· Mit der 2. Phase stiegt die Intensität der Eruption an, als Wasser in die Krater-
öffnung eindrang. Die phreatomagmatischen Aktivitäten lösten pyroklastische

180 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Ströme aus, welche beim Eintritt ins Meer auf allen Außenseiten der Insel Tsunamis
anregten. Aufgrund erhöhter Ablagerungen pyroklastischen Materials im Süden
(bis 12 m) von Thera, waren Tsunamis eventuell stärker nach Süden und Südos-
ten ausgerichtet.
· Die pyroklastischen Ströme setzen sich in der 3. Phase fort. Die Mächtigkeit (bis
55 m) und der massive Aufbau dieser Schicht lassen folgern, dass dabei ausgelös-
te Tsunamis noch stärker waren als zuvor. In dieser Phase begann wahrschein-
lich auch der Kollaps des Vulkans.
· In der 4. Phase konnten durch unterschiedliche Aktivitäten, wie weitere
pyroklastischen Ströme und Schlammlawinen, wiederum Tsunamis in alle Rich-
tungen ausgelöst worden sein. Vor allem der endgültige Kollaps, der mehrere
hundert Meter hohen Flanken des Vulkans in die Caldera wird einen starken
Tsunami verursacht haben, welcher sich entsprechend der großen Kanäle im
Westen der Caldera in westlicher Richtung ausgebreitet haben wird.
Vor Beginn des eigentlichen Ausbruchs kam es außerdem zu einem schweren Erdbe-
ben entlang einer durch die Vulkaninsel verlaufenden Verwerfung (DOMINEY-HOWES
2004, PARARAS-CARAYANNIS 1992). PARARAS-CARAYANNIS (1992) sieht im ver-
muteten Abschiebungsmechanismus dieses Erdbebens und eventuell dabei aufgetre-
tenen submarinen Rutschungen den Auslöser für einen starken Tsunami, der sich
nach Osten ausbreitete. Für seine These liegen keine eindeutigen Beweise vor. Er
versucht damit jedoch angebliche Tsunamiablagerungen östlich des Santorin zu erklä-
ren. Dazu gehören Bimssteinschichten sowohl in etwa 1.000 km Entfernung an der
Küste Israels in 7 m Höhe über dem heutigen Meeresspiegel als auch an der Küste
Zyperns. Dagegen spricht, dass die Eruption des Santorin nicht explosiv genug war,
diese vulkanischen Lockerprodukte an derart ferne Küsten abzulagern. Auch ein
Tsunami konnte die schwimmenden Bimssteinverbände nicht dorthin transportieren,
da dieser über keinen Wellenkamm verfügt, der den schwimmenden Bimsstein an-
treibt. So hätten diese Ablagerungen mit oberflächennahen Meeresströmungen meh-
rere Wochen bis zur zypriotischen beziehungsweise zur israelischen Küste gebraucht.
Sie können somit von keinem Tsunami während des 4-tägigen Ausbruchs des Santorin
dort abgelagert worden sein (DOMINEY-HOWES 2004). Die Entstehung dieser Schich-
ten bleibt also ungeklärt.
Weitere Tsunamiablagerungen (10 – 15 cm mächtige Feinsedimentschichten) be-
finden sich in Höhen von 2 bis 3 m über dem Meeresspiegel an zwei Fundstellen an
der türkischen Küste (MINOURA et al. 2000). Darüber liegt eine Tephraschicht, die

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 181
über die chemische Zusammensetzung sowie darin vorkommenden vulkanischen Gla-
ses eindeutig dem spätbronzezeitlichen Ausbruch des Santorin zugeordnet werden
kann (MINOURA et al. 2003). Die Feinsedimente können möglicherweise einem wäh-
rend des Ausbruchs entstandenen Tsunami zugerechnet werden. Voraussetzung dafür
wäre, dass nach einem – etwa durch pyroklastische Ströme am Osthang des Vulkans
während der zweiten oder dritten Phase verursachten – Tsunami nochmals Tephra
ausgestoßen und über den Tsunamisedimenten abgelagert wurde oder, dass ein Tsunami
vor der Eruption des Lockermaterials in der ersten Phase generiert wurde. Letztere
Variante würde dann der These eines präeruptiven tsunamigenen Erdbebens von
PARARAS-CARAYANNIS (1992) entsprechen.
Nach einem Modell von MINOURA et al. (2003) verbreitete sich der Tsunami je-
doch nach dem Kollaps in den letzten Phasen nicht nur nach Westen, sondern auch in
östliche Richtung und erreichte innerhalb von ca. 150 Minuten die türkische Küste.
Dies geschah noch vor dem Niederschlag des Tephras, welches mehrere Tage brauch-
te, um dort anzukommen. Auf Kreta gefundene Sandschichten, die von MINOURA et
al. (2000) wiederum einem Tsunami während dieses Ausbruchs des Santorin zuge-
ordnet werden, sind nicht eindeutig auf die tsunamigene Entstehung zurückzuführen,
da weder genaue stratigraphische und topographische Beschreibungen dieser Schich-
ten vorliegen noch der Beweis für ihren marinen Ursprung erbracht wurde. Außer-
dem konnten bei weiteren Untersuchungen an mehreren Stellen auf Kreta keine der-
artigen Beobachtungen gemacht werden (DOMINEY-HOWES 2004). Nur Ablagerun-
gen auf dem Santorin selbst, welche als ein Gemenge verschiedener vulkanischer
Förderprodukte in Höhenlagen bis 6 m ü. NN auftreten, sind wegen ihres vermischten
Aufbaus, des Vorkommens mariner Sedimente und ihrer von der Küste her dünner
werdenden Schichtung eindeutig auf die Einwirkung eines Tsunami zurückzuführen
(MCCOY & HEIKEN 2000). Die weitreichende Wirkung von Tsunamis während der
spätbronzezeitlichen Eruption des Santorin lässt sich folglich nicht beweisen.
Die in Abb. 8 aufgeführten und in der Literatur diskutierten geomorphologischen
Tsunamizeugnisse stellen dementsprechend kein verlässliches Verbreitungsmuster dar.
Für die Annahme eines Tsunami, der durch den Kollaps des Vulkans in den letzten
Phasen des Ausbruchs entstand und sich in westlicher Richtung ausbreitete, könnten
sedimentologische Befunde am Meeresboden sprechen. Beim Durchzug eines Tsu-
nami in über 3.000 m tiefen Becken auf dem Mediterranen Rücken wurden Turbidit-
strömungen ausgelöst, welche charakteristische Ablagerungen hinterließen und als
homogenites bezeichnet werden (CITA et al. 1996). Diese Mergelschichten sind

182 P. SCHIELEIN et al. (2007)
ungegliedert aus Silt und Ton zusammengesetzt und verfügen über eine sandige Basis
mit scharfer Untergrenze. In Bohrkernen wurden sie mit Mächtigkeiten von einigen
Dezimetern bis mehreren Metern an mehreren Stellen südwestlich von Griechenland
gefunden (siehe Abb. 8). Dazu gehören nach CITA et al. (1996) auch ähnliche Abla-
gerungen in den Tiefseeebenen des Ionischen und des Syrtischen Meeres, welche
wahrscheinlich durch große Turbiditströmungen infolge des Aufprallens des Tsunami
am nordafrikanischen Kontinentalabhang entstanden. Diese würde wiederum eine
Tsunamiausbreitung nach Südwesten anzeigen. Die zeitliche Einordnung dieser Abla-
gerungen – 3500 bis 4000 Jahre BP – wurde aufgrund der relativen Position zu datier-
Abb. 8: Tsunamientstehung durch den spätbronzezeitlichen Ausbruch des Santorin mit Angaben von
verschiedenen wahrscheinlichen und unwahrscheinlichen Tsunamiablagerungen an den Küsten
und im Tiefseebereich des östlichen Mittelmeeres.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 183
ten Schlammschichten darüber und darunter vorgenommen (CITA et al. 1996). We-
gen der Ungenauigkeiten von mehreren hundert Jahren, ist eine eindeutige Zuordnung
zu einem Tsunami, der durch den Kollaps des Santorin ausgelöst wurde, nicht mög-
lich. Simulationen von PARESCHI et al. (2006b) sprechen außerdem gegen die Aus-
breitung eines beim Kollaps des Santorin ausgelösten Tsunami außerhalb der Ägäis.
Stattdessen vermuten sie einen Flankensturz am Ätna auf Sizilien als Ursache für
einen Tsunami, der die homogenites entstehen ließ (PARESCHI et al. 2006a). Da
keinerlei historische Zeugnisse von der nordafrikanischen Küste vorliegen, könnten
geomorphologische Spuren an den Küsten Libyens und Tunesiens die Ausbreitung
derartiger Tsunamis in diese Gebiete bestätigen.
4. Fazit
Die tsunamiaktivsten Zonen des Mittelmeer liegen entlang der Subduktionszonen am
Kalabrischen und am Hellenischen Bogen sowie an dessen nördlichen Fortsetzung im
Ionischen Meer und außerdem in der Ägäis (Abb. 9). Dies zeigen die qualitative
Einschätzung und die statistischen Auswertung der einzelnen Zonen. Die
Tsunamigefährdung im Westlichen und Östlichen Mittelmeer kann aufgrund der seis-
mischen Aktivität (s. u.) und der geomorphologischen Befunde, welche auf starke
Tsunamis hindeuten, als mittelgroß eingestuft werden. In den übrigen Zonen des
Ligurischen und Tyrrhenischen Meeres, sowie der Adria ist die Tsunamigefährdung
hingegen als niedrig anzusehen. Diese Einstufung ist in Abb. 9 kartographisch darge-
stellt. Hierbei ist zu beachten, dass innerhalb einer Zone Gebiete kleinerer beziehungs-
weise größerer Gefährdung liegen. Außerdem verbreitet sich ein in einer Zone ent-
standener Tsunami auch außerhalb davon.
Die Geodynamik des mediterranen Raumes mit den Subduktionszonen und zahl-
reichen Verwerfungen, vor allem entlang der Grenzen verschiedener Teilplatten, sorgt
für eine starke Seismiziät. In Abb. 9 ist die Erdbebentätigkeit in Abhängigkeit von der
Magnitude Ms dargestellt. An all den somit gekennzeichneten seismisch aktiven Ge-
bieten – und besonders an den Subduktionszonen – sind Tsunamis möglich, die sich in
tiefen Meeresbecken über große Entfernungen ausbreiten können. Dementsprechend
sind vor allem die den Tiefseebecken des Ionischen Meeres und des östlichen Mittel-
meeres zugewandten Küsten folgender Gebiete durch Tsunamis potentiell gefährdet:
Sizilien, Südtürkei, Süditalien, Zypern, Westgriechenland, Levante, Peleponnes, Nord-
afrika und Kreta sowie weitere Inseln des Hellenischen Bogens.

184 P. SCHIELEIN et al. (2007)
Abb. 9: Tsunamigefährdung in den tsunamiaktiven Zonen des Mittelmeeres mit Angabe der Seismizität,
der Subduktionszonen und der im Holozän aktiven Vulkane.

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 185
Weniger weitreichende Tsunamis, aber lokal möglicherweise mit starken Auswir-
kungen, sind auch in den anderen seismisch aktiven Gebieten möglich. Litorale und
submarine Rutschungen können dort auch durch relativ schwache Beben verursacht
werden und Tsunamis mit extremen runups auslösen. Jedoch sind tsunamiauslösende
Rutschungen auch ohne Erdbeben möglich, wenn ein Steilrelief und ausreichend un-
konsolidierte Sedimente vorhanden sind. Eine Gefährdung durch rutschungsinduzierte
Tsunamis besteht also beinahe überall im Mittelmeer. In Abb. 9 sind weiterhin alle
holozän aktiven Vulkane eingefügt, da hier durch pyroklastische Ströme, Rutschungen
und vor allem durch den teilweisen oder kompletten Kollaps eines Vulkangebäudes
Tsunamis entstehen können. Außer von Santorin, Stromboli und Vesuv ist jedoch von
keinem der aufgeführten Vulkane ein tsunamiauslösender Ausbruch bekannt.
Weitere geomorphologische Untersuchungen sind nötig, um die momentan noch
lückenhafte Datenlage zu verfeinern. Diese könnte einerseits wenig verlässliche
Tsunaminennungen aus historischen Quellen bestätigen und andererseits auf eine
Gefährdung in Bereichen hinweisen, wo weder historische Belege für Tsunamis vor-
liegen noch aufgrund von vulkanischen Aktivitäten, Subduktionsdynamik oder sonsti-
ger hoher Seismizität derartige Ereignisse zu erwarten wären. Ein Warnsystem, wie
für das Mittelmeer geplant wird (vgl. UNESCO 2007), müsste aufgrund der kurzen
Laufzeiten der Tsunamis im Tiefseebereich des Mittelmeeres sehr schnell arbeiten
und wäre bei Tsunamis mit weitreichender Ausbreitung nur an weit entfernten Küsten
wirklich von Nutzen. Bei lokalen Ereignissen ist mit Laufzeiten von nur wenigen Mi-
nuten bis zum Auftreffen an der Küste zu rechnen. Ein Warnsystem mit darüber
liegenden Vorwarnzeiten würde kaum Sinn machen. Grundsätzlich sollte die küsten-
nahe Bebauung in allen gefährdeten Gebieten einen vertikalen wie horizontalen Si-
cherheitsabstand einnehmen. Da dieses meist nicht beachtet wird, sollte zumindest
die Bevölkerung über die Gefährdung unterrichtet und Pläne zur Katastrophenvor-
sorge erstellt werden.
Danksagung
Für die Bereitstellung der Kartengrundlagen ergeht ein herzlicher Dank an die Firma
ESRI (ESRI Inc, Redlands, CA, USA, www.esri.com).

186 P. SCHIELEIN et al. (2007)
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Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 193
Year Year AD/BC(–)
Month Month
DayDay
Lat Latitude
Lon Longitude
Location Locationof tsunamisource
Cause Q:earthquake
TL:tectonic landslide after earthquake
V:volcanic activity
L:landslide
U:unknown
MsSurface-wave
magnitude
Depth Focaldepth (inkm)
VEIVolcanic ExplosivityIndex(S
IMKIN
&S
IEBERT
1994)
VEI Plume Ejacta volume
0<100 m>1000 m³
1100–1000 m>10.000m³
21–5km>1.000.000 m³
33–15km>10.000.000 m³
410–25km>0,1km³
5>25km>1km³
6>25km>10km³
7>25km>100 km³
8>25km>1000 km³
Surface-wave magnitude
Month
TIamb TsunamiintensityonSieberg –Ambraseys – scale
(A
MBRASEYS
1962)
1:Verylight.Waveso weakastobeperceptibleonly ontide-
gauge records.
2:Light.Wavenoticed by thoseliving along the shore and familiar
with the sea.Onveryflat shoresgenerally noticed
3:Rather strong.Generally noticed.Flooding of gently sloping
coasts. Light sailing vessels carried awayonshore.Slight
damage tolight structuressituated near the coasts. In
estuariesreversalofthe river flowsome distance
upstream.
4:Strong.Flooding of the shore tosome depth.Light scouring on
man-made ground.Embankmentsand dik esdamaged.
Light structuresnear the coastsdamaged.Solid
structuresonthecoastinjured.Bidsailing vessels and
small ships drifted inland orcarried out tos
ea.Coasts
littered with floating debris.
5:Verystrong.Generalflooding of the shore tosome depth.
Quaywalls and solidstructuresnear the sea damaged.
Light structuresdestroyed.Severe scouring of cultivated
land and littering of the coastwith floating itemsand sea
animals. With the exceptionof bigships all other typeof
vessels carried inland orout tosea.Bigboresinestuary
rivers. Harborworks damaged.Peopledrowned.Wave
accompanied by strong roar.
6:Disastrous. Partialorcomplete destructionof manmade
structuresforsome distanceftomtheshore.Flooding of
coaststogreat depths. Bigships severely damaged.
Treesuprooted orbroken.Manycasualties.
RunupmaxMaximum observed ormeasured wave height (inma.s.l).
Notes Notesabout differing oradditionaldata intheliterature,
referencestoother events, etc.
Data source Indicationof originalcatalogues: IG 2005; IGN 2005; INGV
2005; NOAA 2005; NTL 2005
Anhang - Tsunamikatalog für das Mittelmeer (GFZ 2005)
Legende

194 P. SCHIELEIN et al. (2007)
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
1200352736,8 3,62AlgeriaQ276,120,15IGN
22003521 36,96 3,63AlgeriaQ12 6,9 3,5 2IGN, NOAA,NTL
32002123038,48 15,12 Aeolian IslandsV 510,9 INGV, NOAA,NTL
42000 4 5 34,13 25,41Crete Q385,7 20,5 IG, NOAA
51996 1138,1922,05 WestCorinth Gulf L 4 2IG, NOAA,NTL
61995 6 1538,22 22,09 WestCorinth Gulf Q 146,331 IG, NOAA,NTL
71994 32738,7 23 Phthiotida U7 NOAA
819911437,7 26,3EastAegian Sea UNTL,NOAA
91990 12 13 37,1615,07 Eastern Sicily Q 5,4 2INGV, NOAA
101989 102936,78 2,44 AlgeriaQ56,1NTL, NOAA
11 1988 4 2038,2414,58 Aeolian IslandsL 2cause= V & L ¹ INGV, NOAA
12 1984 21138,1821,54 WestCorinth Gulf U 105,5 3cause=TL² IG,NOAA,NTL
13 198311738,06 20,12 Ionian Sea Q87 20,5 IG, NTL,NOAA
14198122438,04 23 EastCorinth Gulf Q 8 6,7 20,3IG, NOAA,NTL
151980 101036,281,68 AlgeriaQ147,31 NTL, NOAA
161979 4 1541,48 19South Adriatic Sea Q47,14IG,NOAA,NTL
171979 101643,427,15Liguria-Cote d'Azur L33 INGV, NOAA,NTL
181978 6 20 40,3723,16Aegian Sea Q66,5 10,45 IG, NOAA,NTL
191968 4 18 44,05 8,01Liguria-Cote d'Azur Q4,62INGV, NTL
201968 21939,325,3North Aegian Sea Q77,121,2IG, NOAA,NTL
21 1965 7 6 38,1622,18WestCorinth Gulf TL 186,333 IG, NOAA,NTL
22 19632738,12 22,12 WestCorinth Gulf L 4 5 IG, NOAA,NTL
23 196252839,48 25,9 North Aegian Sea Q4,52IG, NTL
24196166 Aegian Sea Q305,320,9 IG, NOAA,NTL
251961523 36,7 28,5 Aegian Sea Q6,5 NOAA,NTL
261956 7 9 36,3825,58 South Aegian Sea Q207,5 5 15cause=TL³ IG,NOAA,NTL
271956 11 2 39,1823,06 Volos Gulf Q 5,6 21 IG, NOAA,NTL
281955 4 1939,23 23 Volos Gulf Q 6,23 IG, NTL
291954 9 9 36,291,47 Alboran Sea Q56,6 1NTL
301954 2138,48 15,12 Aeolian IslandsV 22 INGV, NOAA,NTL
31 1953812 38,06 20,36Ionian Sea Q7,22cause=TL* IG,NTL*
32 195391034,8 32 CyprusQ6,5 NTL

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 195
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
33 1949 7 23 38,3526,14EastAegian Sea Q256,7 32 IG, NTL
341948 4 22 38,4320,34Ionian Sea Q86,5 31 IG, NOAA,NTL
351948 2935,327,12 DodecaneseIsl. Q 166,141,2IG, NOAA,NTL
361947 10636,58 21,41South Ionian Sea TL 287 20,6 IG, NOAA,NTL
371944 8 2038,48 15,12 Aeolian IslandsV 24 INGV, NTL
38193772043,216,4 Adriatic Sea Q5,2NTL
391932 926 40,2723,46 Stomonic Gulf Q 40 7 32 IG, NOAA,NTL
40 1930911 38,48 15,12 Stromboli V 332,5 INGV, NOAA,NTL
41192833138,12 27,4 EastAegian Q72IG, NOAA,NTL
421928422 37,54 23 EastCorinth Gulf Q 6,332,1IG, NOAA,NTL
43192683036,323,18Argolikos Gulf Q 7 2IG, NTL
44 192011 26 40,1820Albanian CoastQ63IG, NOAA,NTL
45 1919522 38,48 15,12 Stromboli V 1033 INGV, NOAA,NTL
46 19167338,49 15,14Aeolian IslandsQ5,1210cause=V¹ IG,NTL
47 19158738,320,37Ionian Sea Q147 30,8 IG, NOAA,NTL
48 191411 2738,4320,37Ionian Sea Q643cause=TL² IG,NOAA,NTL
49 1908 12 2838,09 15,41Messina StraitQ107,2613 INGV, NOAA,NTL
50 1907 1023 38,08 16,01Ionian CalabriaQ5,93INGV, NTL
511905 12039,4 22,5 WestAegian Sea Q62IG, NTL
521905 9 8 38,4 16,04 Tyrrhenian CalabriaQ7,136INGV,NTL
5319027 5 40,49 23,02Thermaikos Gulf Q 7 20,3IG, NOAA,NTL
54 1899 12237,221,6 Ionian Sea Q6,6 1IG, NTL
55 1898 12 3 37,12 21,36Ionian Sea Q731 IG, NOAA,NTL
56 1898 6 237,3622,3PeloponnesusQ73IG
57 1896 11 5Ionian Sea QIG
58 1894 11 1638,1715,52Tyrrhenian CalabriaQ6,13 IG, NTL
59 1894 4 2738,4 23,02North Evoikos Q 7 23 IG, NOAA,NTL
60 189329 40,325,5 SamothraceQ6,831 IG, NOAA,NTL
611893614 40,06 19,42Albanian CoastQ73IG, NOAA,NTL
62189341737,4220,54 Zante,Ionian Sea Q62IG, NOAA,NTL
631888 9 9 38,12 22,06 WestCorinth Gulf Q 6,12 IG, NTL
64 1887 10338,06 22,54 Corinth Gulf Q 6 2IG, NOAA,NTL

196 P. SCHIELEIN et al. (2007)
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
65 1887 22343,55 8,04 Liguria-Cote d'Azur Q6,33 INGV, NTL
66 1886 8 2737,06 21,3Ionian Sea Q83IG, NOAA,NTL
67 1885 11641,68 12,78 Liguria,Cote d'Azur UNTL
68 188362739,320North Ionian Sea Q3IG, NOAA,NTL
69 18814338,12 26,12 EastAegian Sea Q73IG, NTL
70 1876 12 23 UNTL
711875 317 44,04 12,33 CentralAdriatic Q 5,7 3INGV, NTL
721870 6 2432,229,6 EgyptQ7,2NOAA,NTL
731870 8 6 Q NTL
74 1869 12 2838,5120,48 Albanian CoastQ63IG, NOAA,NTL
75 1867 9 2036,44 22,27PeloponnesusQ74 IG,NOAA,NTL
76 1867 2438,4 20,5 Ionian Sea Q72IG, NTL
77 1866 1240,2419,36Albanian CoastQ6,64 IG,NOAA ,NTL
78 1866 2636,12 23,24Kythira StraitQ648 IG,NOAA ,NTL
79 1866 36 40,2419,3Albanian CoastQ6,14IG,NTL
80 1866 2238,2426EastAegian Sea Q6,48 3IG, NOAA ,NTL
811866 3240,2419,3Albanian CoastQ6,33 IG, NTL
821866 3340,4 19,5 Albanian CoastU6,3NOAA,NTL
831866 31340,319,3Albanian CoastQ63IG, NOAA ,NTL
84 1866 16U NOAA,NTL
85 1866 12836,4 25,3South Aegian Sea Q6 NOAA ,NTL
86 1861122638,12 22,12 WestCorinth Gulf TL 156,6 32,1IG, NOAA ,NTL
87 1856 8 21 36,85 5,7 AlgeriaQIGN,NTL
88 1856 11 13 38,2426,06 EastAegian Sea Q6,34IG,NOAA ,NTL
89 1856 8 22 36,835,72AlgeriaQ45IGN
90 185381838,1823,12 Evoikos Gulf Q 6,5 3IG, NOAA ,NTL
91185298 EastAegian Sea Q3IG, NOAA ,NTL
9218511012 40,4219,24WestCorinth Gulf Q 6,8 30,6 IG, NOAA ,NTL
931846 8 2543,5 10,5 TuscanyU cause=Q² NTL
94 1846 8 1443,32 10,3TuscanyQ5,72INGV, NTL
95 183642539,3416,44 Ionian CalabriaQ6,24 INGV, NTL
96 1833 1 19 40,319,24Albanian CoastQ6,53IG, NOAA ,NTL

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 197
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
97 1832 3 839,04 16,54 Ionian CalabriaQ6,73INGV, NTL
98 182810943,7 9 Ligurian Sea Q5,72INGV, NTL
99 1823 3 53814,06 Northern Sicily Q 5,9 4 INGV, NTL
100 1821 1 937,8 21,3Patros Gulf Q 6,5 4 IG, NOAA ,NTL
101181822343,55 8,02Liguria-Cote d'Azur Q5,62INGV, NTL
102181822037,3615,08 Eastern Sicily Q 6 2INGV, NTL
1031817823 38,1822,06 WestCorinth Gulf Q 6,5 4 5 IG, NOAA ,NTL
104 1812 628U NTL
105 1805 7 2641,5114,51Gulf of Naples Q 6,6 INGV, NTL
106 180211736,5 2,9 Alboran Sea QNTL
107 1794 6 11 38,1822,18Corinth Gulf TL 5,5 33 IG, NOAA ,NTL
108 179111237,8 21 Ionian Sea Q6,82IG, NOAA ,NTL
109 1790 10935,7 -0,6 Alboran Sea Q73IGN, NTL
1101784 1738,1916,24Ionian Sea Q4,13 INGV, NTL
111 1783611 Q0 NTL
112 17832538,1815,58 Tyrrhenian CalabriaQ13 6,9 3 runup=9m² INGV, NTL
113 17832638,13 15,38Tyrrhenian CalabriaTL 5,9 6 INGV, NTL
1141778 6 16Aegian Sea Q3IG, NTL
1151771112438,48 26,42Aegian Sea Q6,43IG, NTL
1161769 0 0 38,2422,12 Corinth Gulf Q 6,5 2IG, NTL
1171748 5 1438,322,1PeloponnesusQ6,8 NOAA
1181748 5 2538,12 22,12 WestCorinth Gulf Q 6,6 4 10IG,NTL
119174222137,54 22,36WestCorinth Gulf Q 7 3IG, NTL
120174211943,33 10,19LiguriaQ42INGV, NTL
121 174113136,12 28,3DodecaneseIslandsQ 7 5 IG,NTL
122 17269138,07 13,35Northern Sicily Q 5,6 2INGV, NTL
123 1707 7 20Q NTL
124169311137,08 15,01Eastern Sicily Q 6,8 5 INGV, NTL
1251680 10936,5 -4,4 Alboran Sea Q7 IGN,NTL
1261672214Aegian Sea QNTL
127167241443,56 12,35CentralAdriatic Sea Q5,62INGV, NTL
1281668 7 1038,4 27,1EastAegian Sea Q6,61NOAA,NTL

198 P. SCHIELEIN et al. (2007)
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
1291667 4 6 42,6 18,06 South Adriatic Sea Q73IG, NOAA ,NTL
1301661422 QNTL
131 1650 9 2936,4 25,4 SantorinV6,350 NOAA
132 1646 4 5 43,33 10,19TuscanyQ5,23 INGV
133 1633 11 537,4220,48 Ionian Sea Q73IG, NOAA ,NTL
1341631 12 17 40,49 14,26CampaniaV42INGV, NTL
1351630393624Kythira StraitQ 6,8 IG, NTL
136162773041,44 15,21 GarganoQ6,75 INGV,NTL
1371612 11 11 35,5 25,5 Crete Isl. Q 6,7 NTL
1381609 4 0 36,2428,24DodecaneseIslandsQ 7,25IG,NTL
1391564 7 20 44,017,17Liguria-Cote d'Azur Q5,82INGV, NTL
140 15621020 40,5 15,5 Adriatic Sea QNTL
1411546 11438,325,8 Aegian Sea Q6,5 NTL
1421511 3 26 46,12 13,15North Adriatic Sea Q6,52IGNV, NOAA,NTL
1431494 7 135,325Crete Q73IG, NOAA ,NTL
144 148110336,228,5 RhodesQ7,1NOAA,NTL
145 145212541,5 16,5 Coastof ApuliaQNTL
146 14026038,06 22,24Corinth Gulf Q 7 4 IG, NTL
147 1389 32038,2426,18Eastern Aegian Sea Q74 IG,NOAA ,NTL
148 13038836,06 29DodecaneseIslandsQ 8 5 IG,NOAA ,NTL
149 1270 3041,1819,3North Ionian Sea Q 6,8 IG, NTL
150 1222 5034,5 33 CyprusQ6,64cp.ID151²NOAA
1511202522 34,333CyprusQ6,64 NOAA,NTL
152117200 Q NTL
1531169 2437,1915,02Eastern Sicily Q 7 4 IGNV, NTL
154 1169 211 QNTL
155 1068 31831,9234,85 Eastern Mediterr.Q NOAA,NTL
156 1065 9 23 QNTL
157 1050 0 0 V NOAA,NTL
158 1020512 QNTL
159 1011 00 Q NTL
160 963722 36,5 37Eastern Mediterr.Q NTL

Bamberger Geographische Schriften 22: 153 - 199 199
ID Year Month Day Lat Lon Location Cause Depth MsVEITI
amb
Runup
max
Notes Data
Source
161556 0 0 3727,36DodecaneseIslandsQ 7 4 IG,NTL
162554 8 1537,127,7 TurkeyQ7 NOAA
1635525038,2422,24Maliakos Gulf Q 7,24IG,NOAA,NTL
164 544 0 0 ThraceU4cp.ID165 IG, NTL
165 54200 ThraceQ2NTL
166 365 7 21 3623 Kythira StraitQ85 IG,NOAA ,NTL
167 344 0 0 40,1826,3DardanellesQ6,83IG, NOAA ,NTL
168 148 0 0 36,1828,36DodecaneseIslandsQ 7 4 IG,NOAA ,NTL
169 1420036,7 28RhodesQ7 NOAA,NTL
170 66 0 0 35,12 23,3Crete Q63IG, NOAA,NTL
171620036,5 25,4 Crete V6,9 NOAA,NTL
172-260034,7 32,2CyprusQ7,3NOAA,NTL
173-3730038,12 22,2WestCorinth Gulf Q 156,6 5 15IG,NOAA,NTL
174 -42610038,9 22,7 Maliakos Gulf Q 7 5 IG, NOAA,NTL
175 -479 0 0 39,7 23,3MacedoniaQ6,73IG, NOAA,NTL
176 -16280036,2425,24SantorinV6different date *IG,NOAA*, NTL
¹M
ARAMAI
et al. 2005b
²S
OLOVIEV
et al. 2000
³P
ERRISORATIS
&P
APADOPOULOS
1999

200 P. SCHIELEIN et al. (2007)