werden durch plötzliche Freisetzung von Deformationsenergie, die sich in begrenzten Bereichen der Lithosphäre angestaut hat, verursacht. Dieser Vorgang erzeugt kurzzeitige Erschütterungen, die sich als seismische Impulse oder Wellen vom Erdbebenherd ausbreiten und von Seismographen aufgezeichnet werden.

Ist das Erdbeben stark genug und liegt das Hypozentrum des Bebens in der Nähe bewohnter Gegenden, können die Erschütterungen direkt vom Menschen gespürt werden sowie Schäden oder Zerstörungen an Bauwerken bewirken.

Die meisten Erdbeben (etwa 95%) treten an den Rändern von tektonischen Platten auf; man bezeichnet diese auch als Interplatten-Erdbeben. Etwa 70% aller Erdbeben konzentrieren sich auf den zirkumpazifischen Gürtel. Etwa 25% der Erdbeben liegen in dem Bereich, der sich von den Alpen über den Mittelmeerraum und Vorderasien bis zum Himalaya erstreckt. Die übrigen Beben verteilen sich vorwiegend auf Mittelozeanische Rücken und kontinentale Riftzonen. Die Erdbebengebiete stellen sich zumeist als linear ausgeprägte Gürtel dar. Lediglich im östlichen Mittelmeerraum und in Zentralasien ist die räumliche Verteilung der Erdbeben diffuser. Flache Erdbeben treten seltener auch im Innern von Lithosphärenplatten auf. Diese Erdbeben (Intraplatten-Beben) haben sehr lange Wiederholungsperioden (möglicherweise tausende von Jahren), und sind besonders heimtückisch, wenn sie in irrtümlicherweise als erdbebenfrei geltenden Zonen auftreten. Ein dramatisches Beispiel ist das Killari-Beben vom 29.9.1993 in Zentralindien, in einem bis dahin als aseismische Region angesehenen Gebiet, das viele Menschenleben forderte.