SAN ANDREAS VERWERFUNG - Seismologie

4.1 Der seismische Herdvorgang vor einem Erdbeben

Die Pazifische und die Nordamerikanische Platte werden entlang der San-Andreas-Verwerfung gegeneinander verschoben und verhaken sich dabei ineinander. Dabei baut sich Spannungsenergie auf. Da das Gestein elastische Eigenschaften besitzt, lässt diese Elastizität das Gestein im Laufe der Zeit Spannungsenergie akkumulieren. Jahrelang wird diese Spannung erhalten, und das Gestein verharrt in seiner Ursprungslage.

Erdkrustenbloecke Schliesslich jedoch übersteigt die Spannung den spezifischen Haftreibungswert und das Gestein bricht. Die Geophysiker haben festgestellt, dass verschiedene feinste Veränderungen im Gestein dicht unter der Erdoberfläche auf einen solchen Spannungsaufbau hindeuten.

Das deutlichste Anzeichen für Spannungen ist ein "Kriechen" genanntes Phänomen - eine langsame, ununterbrochene Bewegung entlang eines Abschnittes der San-Andreas-Verwerfung, die den Untergrund versetzt und Risse in Wänden und Strassenpflaster entstehen lässt. Auch Kippungen des Untergrunds im Bereich der Verwerfung hat man mit den wachsenden Spannungen in Zusammenhang gebracht, ebenso Veränderungen der Schwerkraft und Schwankungen des geomagnetischen Feldes. Um die Verschiebung anhand solcher Merkmale zu messen haben die Wissenschaftler im Gebiet der San-Andreas-Verwerfung hunderte von Instrumenten aufgestellt.

Gravimeter Mit einem Gravimeter kann man Veränderungen der Schwerkraft messen, die durch Hebung oder Senkung des Bodens oder Veränderung in der Dichte des Bodens verursacht werden. Die Lage einer kleinen, an einer Feder aufgehängten Masse wird registriert. Veränderungen der Schwerkraft beeinflussen das Gewicht der Masse, die sich entsprechend auf- oder abbewegt. Die empfindlichsten Gravimeter können schon Niveauveränderungen ab etwa einem Zentimeter messen.

Neigungsmesser Veränderungen des Gefälles kann man mit einem Neigungsmesser feststellen. Ein Wasserrohr-Neigungsmesser besteht aus zwei wassergefüllten Gefässen, die durch ein Rohr miteinander verbunden sind. Höhenveränderungen des Untergrunds lassen den Wasserstand im tieferliegenden Gefäss ansteigen, im höheren dagegen sinken. Der Wasserstand kann optisch oder elektronisch abgelesen werden. Im Gelände können mit einem neun Meter langen Neigungsmesser dieses Types schon Verstellungen von einem zehntausendstel Grad nachgemessen werden.

Praezessionsmeter Registrierungen eines Protonen-Präzessions-Mag- netometers zeigen durch Spannungen verursachte Veränderungen im Magnetfeld der Erde an. In regelmässigen Zeitabständen richtet ein kurzzeitiges künstliches Magnetfeld die rotierenden Protonen aus; das viel schwächere Magnetfeld der Erde übt dann eine entgegengesetzte Kraft aus, die die rotierenden Protonen wie Kreisel Präzessionsbewegungen ausführen lässt. Eine Veränderung der Präzession von einer Ablesung zur nächsten zeigt eine Verschiebung des örtlichen Magnetfeldes an.

Kriechmesser Bei einem Kriechmesser läuft ein langer Draht in einer elastischen Führung über die Verwerfung hinweg zu einem zweiten Schacht. Das eine Ende des Spezialdrahtes ist fest verankert, das andere Ende läuft frei beweglich über eine Rolle. Ein Pendelgewicht hält den Draht gespannt und steigt oder sinkt, wenn in der Verwerfung eine Bewegung abläuft und der Abstand zwischen den beiden Blöcken verändert wird.

4.2 Auslösung eines Erdbebens

Nachdem sich im Erdbebenherd, im sogenannten Hypozentrum, während der "Erdbeben-Vorbereitungszeit" immer mehr Spannungsenergie angesammelt hat, ist die Aufnahmefähigkeit des Materials irgendwann erschöpft. Kurz vor dem Erreichen des kritischen Spannungswertes, bei dem die Spannung den Haftreibungswiderstand übersteigt, befindet sich das ganze System in einem labilen Zustand, in dem es nur noch eine geringe Zusatzbelastung braucht, um das Erdbeben auszulösen. Kräfte und Vorgänge, die eine solche Auslösung bewirken können, werden unter dem Begriff der bebenauslösenden Ursachen zusammengefasst. Man unterscheidet dabei folgende mögliche Faktoren:

Meteorologische Faktoren:

  • Temperaturschwankungen, die über thermische Spannungen den Deformationszustand eines festen Körpers beeinflussen können.
  • Luftdruckschwankungen können den Erdkörper vertikal be- oder entlasten.
  • Niederschlagsbelastung: Im Boden einsickernder Niederschlag verändert ebenfalls vor allem die vertikale Belastung des Erdkörpers.

Rotation der Erde:

Die Polbewegung des Erdkörpers, Corioliskräfte und die Polflucht, die sich auf die Platten auswirken werden auch in Zusammenhang mit der Auslösung von Erdbeben gebracht.

Gezeiten:

Die Gezeitendeformation des festen Erdkörpers, wie auch die unterschiedliche Belastung durch gezeitenbedingte Wasserstandsschwankungen der Ozeane gehören zu den Kräften von denen man eine erdbebenauslösende Wirkung erwarten kann. Die Hebung und die Senkung unter dem Einfluss der Gezeiten des Erdkörpers erreichen immerhin die Grössenordnung von 50 cm.

Erdkrustenbloecke Wird der kritische Spannungswert einmal überschritten, entsteht in vergleichsweise sehr kurzer Zeit aus der Spannungsenergie Deformationsenergie, welche in ungeheurer zeitlicher und räumlicher Konzentration auf die nahe Umgebung einwirkt. Gegenüber dieser kurzzeitigen Überbelastung reagiert das Material im Bebenherd wie ein starrer Körper und es kommt zum Bruch. Das Gestein entlang der Verwerfung bzw. des Verwerfungsabschnittes schnellt in eine neue Gleichgewichtslage zurück. Der Geologe H. F. Reid bezeichnete diesen Vorgang als ein "elastisches Rückschnellen."

4.3 Seismische Erdbebenwellen

4.3.1 Entstehung

In der Umgebung des Hypozentrums wirken auf jedes Gesteinsteilchen Kräfte, die bestrebt sind, seine Grösse zu verändern und es zu deformieren. Während in nächster Nähe des Herdes das Material noch bricht oder sich irreversibel verformt, wird in grösseren Abständen die Elastizität der Erde wirksam. Das Gestein wirkt dem Einfluss der Deformationskraft mit seiner inneren Widerstandskraft entgegen und beginnt deshalb zu schwingen. Damit wird elastische Energie in Bewegungsenergie umgewandelt. Die Schwingungen der Bodenteilchen formieren sich in zwei Typen seismischer Raumwellen, in P- oder Primärwellen und in S- oder Sekundärwellen.

Prmaerwelle Die Primärwellen sind ihrer Wirkung nach horizontale Verdichtungswellen mit Schubwirkung, d.h. die Gesteinspartikel werden in der Bewegungsrichtung der Wellen zusammengepresst und die dahinterliegenden gedehnt. Sie werden deshalb auch Longitudinalwellen genannt. Die P-Wellen treten in kurzen Perioden von nur wenigen Minuten Dauer auf und haben die grösste Geschwindigkeit aller Bebenwellen mit 8 bis 13 km pro Sekunde.

Sekundaerwelle Auf die Primärwellen folgen die Sekundärwellen - wegen ihrer Scherwirkung auch Scherwellen genannt. Die Scherwirkung entsteht durch die Kombination von horizontalen und vertikalen Schwingungen. Die S-Wellen sind mit 4 bis 7 km pro Sekunde langsamer als die P-Wellen. Seismische Oberflächenwellen entstehen bei Flachbeben als Folge von Überlagerungen der ursprünglichen elastischen Wellen in der Erdkruste.

Love-Welle Love-Wellen (benannt nach dem Mathematiker A. E. H. Love) werden bei der Überlagerung von horizontalen Schwingungsteilen der Sekundärwellen (sogenannte horizontal polarisierte S-Wellen) in der Nähe der Erdoberfläche angeregt. Sie besitzen aber eine längere Schwingungsperiode und verlaufen quer mit einer stark deformierenden Wirkung auf den Boden. Sie weisen eine Geschwindigkeit von 3 bis 4 km pro Sekunde auf.

Rayleigh-Welle Rayleigh-Wellen (benannt nach Lord Rayleigh) entstehen wenn Primärwellen und vertikal polarisierte Sekundärwellen sich überlagern. Sie bewegen sich mit 2 bis 3 km pro Sekunde fort. Ihre Existenz ist wie die der Love-Wellen an die obersten Regionen des Erdkörpers gebunden.

4.3.2 Ausbreitung

Die in einem Erdbebenherd entstandenen Wellen breiten sich in alle Richtungen aus. Als erstes erreichen sie das Gebiet genau senkrecht über dem Hypozentrum - das Epizentrum. Das Erdbeben ist dort am heftigsten. Aufgrund ihrer unterschiedlichen Geschwindigkeit treffen die Erdbebenwellen nicht gleichzeitig, sondern nacheinander an der Erdoberfläche ein.

Die Primärwellen sind die ersten Wellen, die den Boden erschüttern, dann folgen die langsameren Sekundärwellen. Diese beiden Raumwellen sind die sogenannten Vorläuferwellen. Wenn diese von den Love-Wellen abgelöst werden, geht das Beben in die Hauptphase, mit den Rayleigh-Wellen kündigt sich das Maximum an. Die Oberflächenwellen können bei einem starken Erdbeben die Erde mehrmals umrunden, bevor sie abklingen.

Erdkoerper Dieser Querschnitt des Erdkörpers zeigt, wie der Erdkern von einem Erdbeben ausgehende primäre und sekundäre seismische Wellen entweder absorbiert oder ablenkt. Dadurch entstehen auf der dem Erdbeben gegenüberliegenden Seite der Erdkugel wellenfreie "Schattenzonen", in denen das Erdbeben nur durch die Oberflächenwellen registriert werden kann. Der geschmolzene äussere Kern blockiert die Sekundärwellen (blaue Linien), die nicht durch Flüssigkeiten laufen können, wodurch eine breite Schattenzone von 154 Spannweite entsteht. Primärwellen (rote Linien) können durch Flüssigkeiten hindurchlaufen, aber an jeder Grenzfläche zwischen flüssigem und festen Material werden sie gebrochen, so dass eine schmalere, gürtelförmige Schattenzone rings um die Erde entsteht.

4.4 Messung und Registrierung der seimischen Wellen

Die Elastizität der Erde führt zur Verteilung der durch Wellen übertragenen Energie im Erdkörper. Da sich die ganze Erde dabei bewegt, ist die absolute Messung dieser Bodenbewegung nicht ohne weiteres möglich, denn es fehlt ein ruhendes Bezugssystem. Deshalb arbeiten die meisten Seismographen nach dem Pendelprinzip.

Seismograph Ein freischwingendes, schweres Pendel bleibt infolge seiner Trägheit in Ruhe, wenn sich der Boden mit dem in der Erde verankerten Pendelgestell (und der Registriertrommel) impulsartig bewegt. Die Bewegungsdifferenz zwischen Pendelgestell und ruhender Pendelmasse wird von der Schreibspitze auf die rotierende Registriertrommel übertragen. Die Abbildung zeigt diesen einfachen Typ eines Seismographen, je einer für die horizontale und für die vertikale Bodenbewegung.

Moderne Seismographen, wie die des seismographischen Überwachungsdienstes in Colorado, bestehen aus dem mechanischen "Empfänger" der Bodenbewegungen und einem damit kombinierten und abgestimmten Aufzeichnungssystem. Der erste Teil, das eigentliche Seismometer (die Pendelvorrichtung), setzt dabei die Bodenschwingungen in eine einfach zu transportierende Energieform um, z. B. Spannungen, die in einem unabhängigen Registrierraum als Analog- oder Digitalseismogramme aufgezeichnet werden. Analogregistrierungen geben als Papierschrieb kontinuierlich den spannungsabhängigen Ausschlag als Mass für die Bodenbewegungen wieder. Währenddessen nehmen in digitalen Datenerfassungsanlagen Magnetbandspeicher die Amplitudeninformation in dichter Folge auf. Damit liegt die Aufzeichnung für weitere Untersuchungen bereits in geeigneter Form vor.

Da die Aufzeichnungen und die volle Grösse der seimischen Wellen am Aufstellungsort seimischer Empfänger naturgemäss von grosser Bedeutung für die Lokalisierung des entsprechenden Bebens und seiner Stärke sind, werden Dreikomponentenstationen aufgebaut. Die Registrierung erfolgt in drei voneinander unabhängigen "Komponenten", meist Nord-Süd, Ost-West und vertikal. Dann kann problemlos die Richtung und Grösse des Bodenbewegungsvektor aus der Nord-Süd- und Ost-West-Auslenkung bestimmt werden.

4.5 Auswertung von Seismogrammen

Seismogramm Das für die gesamte Erdbebenforschung wichtigste Dokument ist das Seismogramm. Es wird sozusagen vom Erdbeben selbst geschrieben und enthält wichtige Informationen über den Ort, die Zeit und die Stärke sowie den Herdmechanismus der Erdbeben. Eine Vielzahl von Messdaten kann dazu dem Seismogramm entnommen werden. Sie bilden die Grundlage für die Einschätzung des entsprechenden Bebens an der Registrierstation selbst und seismologische Datenzentren kombinieren sie dann in ihrer Gesamtheit zur bestmöglichen Analyse eines Erdbebens.

Deshalb muss die Auswertung an den Stationen möglichst nach einheitlichen Gesichtspunkten erfolgen und bis zu einem gewissen Grad weltweit standardisiert sein. Die allgemein verwendeten Symbole wurden auf internationaler Basis vereinbart und werden in gewissen Abständen den modernen Anforderungen angepasst. Die Analyse eines Seismogrammes geht folgendermassen vor sich:

Wellenarten:

Zuerst muss festgestellt werden, welche Aufzeichnung tatsächlich interessierenden seismischen Ereignissen entsprechen und welche stationsbedingte Störungen sind. Solche Störungen erscheinen als untypische Impulse im Seismogramm.

In allen Seismogrammen sind je nach Entfernung, Tiefe und Stärke des Herdes Wellen der vier Arten zu finden. Wenn ihre Merkmale sicher beurteilt sind, ist ein wichtiger Teil der Auswertung bereits mit dieser Zuordnung verwirklicht.

Messgrössen im Seismogramm:

Danach werden Einsatzzeiten, Schwingungsdauern und Amplituden der ausgewählten Schwingungen bestimmt. Die wichtigste Grundlage dafür ist die dauerhafte absolute Zeitmarkierung und Konstanz der Vorschubgeschwindigkeit auf den Seismogrammen. Eine Genauigkeit von 0.1 Sekunden entspricht den gegenwärtigen Anforderungen. Alle absoluten Zeiten werden in Koordinierter Weltzeit (UTC, Universal Time Coordinated) angegeben, das entspricht MEZ (Mitteleuropäische Zeit) minus eine Stunde.

Als Masseinheiten haben sich bei kurzperiodischen Wellen der Nanometer (1 nm = 0.000000001 m) und bei langperiodischen der Mikrometer (1 µm = 0.000001 m) durchgesetzt.

Ortung der Erdbeben:

Bereits die erste Auswertung der Seismogrammme zielt darauf ab, gute Näherungswerte für die Entfernung oder sogar die Koordinaten des Epizentrums und die Herdteife zu bestimmen. Dabei spielt die Stärke des Erdbebens zunächst keine Rolle.

Aus dem Zeitabstand zwischen dem Einsetzen der P-Wellen und dem der S-Wellen kann ein Seismologe die Entfernung zum Epizentrum bestimmen. Mit den Entfernungsdaten von zwei weiteren Stationen ist es möglich das Epizentrum des Bebens mit genügender Genauigkeit zu lokalisieren.

Im Gebiet der San-Andreas-Verwerfung kann die Tiefe des Hypozentrums aus der Distanz zum Epizentrum und der zum Hypozentrum berechnet werden, da es sich hier ausschliesslich um Flachbeben handelt.

Bestimmung der Magnitude:

Zu den ungelösten Problemen, die die Wissenschaftler zu Beginn des 20. Jahrhunderts beschäftigten, gehörte das Berechnen der bei einem Erdbeben freigesetzten Energiemenge. Um dieses Problem besser lösen zu können hat Charles F. Richter 1935 die sogenannte Magnitude eingeführt.

Richter war bei der Analyse von Seismogrammen aufgefallen, dass die Seismogramme zweier beliebiger Erdbeben unabhängig davon, wie weit der Seismograph entfernt war, ein konstantes Verhältnis ihrer grössten Oberflächenwellen aufwiesen. Auszugehen war jeweils von der grössten Amplitude - dem Abstand zwischen Wellental und Wellenkamm - auf dem Seismogramm. Richter zog folgenden Schluss: Wenn das Verhältnis in jeder beliebigen Entfernung konstant war, musste es auch an den Orten der Erdbeben sein, und wenn das richtig war, konnte man es auch dazu benutzen, die relative Stärke eines Erdbebens direkt vom Seismogramm abzulesen. Aber er sah auch, dass das Verhältnis von Erdbeben zu Erdbeben zu stark schwankte, um eine brauchbare Vergleichgrundlage zu liefern, die Amplitude eines starken Erdbebens war zehnmillionenmal so gross, wie die eines schwachen. Richter beschloss daher, seiner Stärkeskala einen logarithmischen Massstab zugrunde zu legen, um sie überschaubarer zu machen. So entsprach ein Anstieg der Bewertung um 1 einer zehnfachen Vergrösserung der Amplitude der seismischen Welle. Das Ergebnis war eine kompakte Skala, mit Hilfe derer - unmittelbar ausgehend vom Seismogramm - eine objektive Beurteilung der Stärke eines Erdbebens möglich wurde.

Um diese neu bestimmte Grösse nun auch quantitativ zu definieren, ordnete Richter einem südkalifornischen Beben, das an einer 100 km entfernten Station mit einer Maximalamplitude von 1 mm aufgezeichnet wurde, den Wert 3 zu. Die so festgelegte Grösse ML für die Stärke des Bebens erhielt den Namen Magnitude. Sie gilt noch gegenwärtig als lokale Magnitude, auf die viele andere spezielle Magnituden zum Vergleich bezogen werden. Alle diese Grössen sind dimensionslos, die Zahlenangabe erfolgt meist in einer Genauigkeit von 0.1 Einheiten.

Richters Magnitude hatte keine obere Grenze, aber in der Praxis wurde nie ein Erdbeben mit einem höheren Wert als 9 gemessen. "Das ist ein Grenzwert in der Erde", sagte Richter, "nicht auf der Skala."

Die Richter-Skala erwies sich für die kalifornischen Seismologen als sehr nützlich, doch da sie auf den von Wood-Anderson-Seismographen registrierten Seismogrammen basierte, konnte sie nicht unmittelbar auf die Aufzeichnungen der vielen anderen Seismographentypen, die auf der Welt arbeiteten, angewendet werden. Die Wellen die Richter als Bezugsgrössen zur Aufstellung seiner Skala dienten, wurden im Umkreis von einigen hundert Kilometern von den für Kaliforniens seismische Aktivität typischen flachliegenden Erdbeben gemessen.

Seismogramme, die in grossen Entfernungen aufgezeichnet wurden, erlaubten jedoch nicht, dass man sie unmittelbar - wie Richter in Kalifornien - miteinander verglich. Und Erdbeben deren Herd tief unter der Erde liegt, erzeugen überhaupt keine Oberflächenwellen. Bevor Richters Skala weltweite Verbreitung finden konnte, mussten seine Methoden verbessert werden. Deshalb führten Gutenberg und Richter in den folgenden Jahren verschiedene Verallgemeinerungen durch, die inzwischen als bewährte, präzisierte Formeln vorliegen. Sie sind alle der Richter'schen Magnitudendefinition angepasst, d.h sie können innerhalb bestimmter Fehlergrenzen in die ursprüngliche Magnitude umgerechnet werden.

Die am besten gesicherte Magnitude wird aus Oberflächenwellen bestimmt (MS, S für surface waves = Oberflächenwellen). Für Beben deren Herde in der Erdkruste liegen, berechnet man sie mit einer bestimmten Formel aus der horizontalen oder vertikalen Bodenbewegung, der dazugehörigen Schwingungsdauer und der Distanz zum Epizentrum. Im Gegensatz dazu weist jede aus seimischen Raumwellen bestimmte Magnitude (MB, B für body waves = Raumwellen) eine starke Abhängigkeit von der Distanz zum Epizentrum und der Herdtiefe auf. Bei kleineren und mittleren Beben ist MB genauer, während bei grösseren Beben über 6,6 MS vorherrscht.

Man muss also gegenwärtig bei allen Magnitudenangaben einem möglichen Fehler von 0.2 Magnitudeneinheiten einberechnen. Die spezifischen Eigenschaften der Wellenausbreitung auf den unterschiedlichen Wegen durch den Erdkörper bzw. entlang der Oberfläche können dabei ähnlich grossen Einfluss haben, wie regionale Besonderheiten der Registrierstationen. Um diesen Einflüssen gerecht zu werden, versucht man, die Magnitudenbestimmung weiter zu präzisieren. Durch Einführen regionalspezifischer Parameter in die Formeln zur Magnitudenberechnung konnte in jüngster Zeit damit die Genauigkeit einzelner Magnitudenangaben auf etwa 0.05 Magnitudeneinheiten verbessert werden.

Prev   Next
HOME : SEISMOLOGIE FRAMES   NO FRAMES
Marcello's Homepage