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(6) Seismologie EF Geophysik 46 (c) Pacific Press.

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Präsentation zum Thema: "(6) Seismologie EF Geophysik 46 (c) Pacific Press."—  Präsentation transkript:

1 (6) Seismologie EF Geophysik 46 (c) Pacific Press

2 Seismologie (1) EF Geophysik 47 Erdbeben Die Lithosphäre, die starre äußerste Schicht der Erde, ist in ein Mosaik von 15 großen und zahlreichen kleineren Platten zerlegt. Die Platten – angetrieben von Konvektions- bewegungen im Erdmantel – bewegen sich gegeneinander (siehe Kapitel Platten- tektonik). Dabei erreichen die Lithosphärenplatten Geschwindigkeiten von wenigen Zentimetern pro Jahr. Diese Bewegung erfolgt jedoch nicht reibungsfrei. Die Gesteinspakete werden an vielen Stellen gegeneinander gepresst, Unebenheiten hemmen die Bewegung. Spannungen bauen sich auf, bis das Gestein bricht und entlang der Erdbebenherd-Fläche aufreißt. Dann kann der Versatz an der Bewegungsfläche auf einen Schlag bis zu einigen Metern betragen. Die bei diesem Aufreißen entstehenden Erschütterungen nennen wir Erdbeben. Erdbebenherde kann es also nur dort geben, wo sich Spannungen aufbauen können, also in starren Bereichen der Erde (eine Ausnahme dazu folgt später). Im Detail wird die ganze Sache sehr schnell sehr kompliziert, Stichwort – Spannungstensor. Das Hypozentrum ist der Ort in der Erdkruste, an dem die Energie tatsächlich freigesetzt wird. Das Epizentrum ist der Ort an der Erdoberfläche, der direkt darüber liegt. Erdbeben treten deutlich gehäuft an Plattengrenzen auf. Erdbeben sind für die Medien meist nur dann ein Thema, wenn sie viele Menschenleben fordern. Nach einem großen Schadensbeben werden regelmäßig noch zwei, drei weiteren Beben gemeldet, die sich irgendwo auf dem Globus ereignen. Dann kehrt wieder Ruhe ein, bis das nächste Unglück die Menschen erneut aufrüttelt. So entsteht in der Öffentlichkeit der Eindruck, dass Erdbeben schubweise auftreten und die nachfolgend gemeldeten Beben möglicherweise durch das erste große Beben ausgelöst wurden. Beides entspricht nicht der Realität. Erdbeben mit einer Stärke von 5 oder mehr auf der Richterskala (Detail später) gibt es fast jeden Tag. Oft sind es mehrere täglich. Statistische Häufigkeit von Erdbeben pro Jahr: Magnitude Anzahl 3 ~ ~ 8 000Mehr als 80 % aller Beben haben 5 ~ 1000eine Herdtiefe von weniger als 6 ~ km. 7 ~ 20 8 ~ 1

3 Seismologie (2) EF Geophysik 48 Erdbebenwellen Bricht das Gestein an einer tektonischen Störung, so wird ein Teil der freiwerdende Energie in Form von Wellen abgegeben – dort wo sie die Oberfläche treffen bebt die Erde. Die Wellen werden zwar nur dort ausgelöst, wo sich Spannungen aufbauen, ausbreiten können sie sich aber auch woanders (wenn auch nicht alle überall). Die häufig wahrgenommene Abfolge von Schütteln, Rollen und Schaukeln bei einem Beben geht auf unterschiedlich schnell aufeinanderfolgende Wellenformen zurück. Bei Erdbeben unterscheidet man zwischen Körperwellen und Oberflächenwellen, erstere breiten sich im Erdinneren aus, letztere nur an der Erdoberfläche. Körperwellen Die Primärwellen (P-Wellen) sind die schnellsten, sie treffen als erste beim Seismometer ein. Wie Schallwellen sind es Kompressionswellen: die Teilchen schwingen in Richtung der Ausbreitungsrichtung der Welle. P-Wellen bewegen sich durch das Erdinnere. Sie können sich in festen, flüssigen und gasförmigen Medien ausbreiten. Sie treten sogar in die Luft über: Geräuscherscheinungen, die von Erdbeben berichtet werden, gehen auf die P-Wellen zurück.

4 Seismologie (3) EF Geophysik 49 Die Sekundärwellen (S-Wellen) sind nur etwas mehr als halb so schnell wie P-Wellen (deshalb kommen sie auch später an). Es sind Scherwellen wie die Wellen an einem Seil oder einer Geigensaite. Die Partikel schwingen senkrecht zur Ausbreitungsrichtung der Welle. Die S-Wellen bewegen sich ebenfalls durch das Erdinnere, können sich jedoch wie alle Scherwellen nur in festen Medien ausbreiten. P-Wellen pflanzen sich mit 7 bis 14 km/s fort, S-Wellen legen pro Sekunde nur zwischen 3 und 7 km zurück. Beide Wellenformen schwingen in einem Frequenzbereich zwischen 0.1 und 30 Hertz. K ist dabei der Kompressionsmodul, G der Schubmodul. Beide sind Material- konstanten. Beide sind umso größer, je weniger nachgiebig ein Körper gegen Beanspruchungen ist. In Flüssigkeiten ist G = 0 und damit v s = 0. Beispiele: Material K [kbar] G [kbar] Stahl Oberflächengestein Wasser 20 0

5 Seismologie (4) EF Geophysik 50 Oberflächenwellen (auch L-Wellen, von longae undae) ähneln (oberflächlich) den Wellen auf der Oberfläche eines Gewässers. Sie treffen zuletzt beim Seismometer ein. Sie breiten sich an der Erdoberfläche aus, ihre Amplitude - die Stärke, mit der die einzelnen Teilchen schwingen - nimmt zur Tiefe hin rasch ab. Oberflächenwellen sind hauptverantwortlich für die Schäden, die bei Erdbeben auftreten. Love-Wellen, benannt nach dem englischen Physiker Augustus E.H. Love, verformen das Gestein in horizontaler Richtung. Durch ihre oft großen Amplituden gehören diese seitlichen Schwingungen des Bodens zu den zerstörerischsten Wellen eines Bebens, da sie besonders an Gebäuden enorme Schäden anrichten können. Rayleigh-Wellen: Der 1885 zuerst von Lord Rayleigh beschriebene und nach ihm benannte zweite Typ von Oberflächenwellen erzeugt die häufig beschriebene rollende Bewegung des Untergrundes bei Erdbeben. Bei einer Rayleigh-Welle bewegen sich die Gesteinspartikel auf elliptischen Bahnen (diese Wellen ähneln wirklich Wasserwellen).

6 Seismologie (5) EF Geophysik 51 Da alle diese Wellen eine jeweils leicht unterschiedliche Laufzeit haben, besteht ein Erdbeben eigentlich aus einer Abfolge unterschiedlicher Bodenbewegungen. Die zuerst eintreffenden P-Wellen erzeugen eine Auf- und Ab-Bewegung des Bodens, richten aber meist keine großen Zerstörungen an. Einige Zeit später folgt das heftige seitliche Rütteln der horizontalen und vertikalen S-Wellen, das etwas länger anhält als die P-Wellen. Kurz darauf treffen die Love-Wellen gefolgt von den Rayleigh-Wellen ein. Die bebenden und rollenden Bewegungen dieser Oberflächenwellen halten relativ lange an und bilden den Hauptteil eines Erdbebens. Den Abschluss eines Bebens bildet meist eine Mischung aus den unterschiedlichen Wellentypen, die durch mehrfache Reflexion und Brechung erst verzögert eintreffen. Aus der Laufzeitdifferenz zwischen P- und S-Wellen lässt sich die Entfernung zum Erdbebenherd berechnen. Bei drei räumlich auseinander liegenden Stationen lässt sich das Epizentrum bestimmen. Will man zusätzlich das Hypozentrum ermitteln, ist entweder eine Messung an einer vierten Station nötig oder aber drei Messstationen müssen zusätzliche (reflektierte) P- und S-Wellen registrieren. Durch eine Vernetzung seismischer Stationen über Kabel oder mit Hilfe genormter Zeitmarken in den Seismogrammen können auch entfernte Beben genauer lokalisiert werden. Rechnergestützte Statistikprogramme übernehmen heute die Auswertung der S- und P-Wellen aus Daten vieler Stationen und errechnen so das Epizentrum. Aus dem maximalen Ausschlag des Seismographen ergibt sich die Magnitude, die Stärke des Erdbebens auf der Richterskala. Meist wird der maximale Ausschlag bei fernen Beben von Oberflächenwellen ausgelöst, bei nahen Beben von S-Wellen.

7 Seismologie (6) EF Geophysik 52 Die Mercalli-Skala (und Verwandte) Die Erdbebenwirkung an der Erdoberfläche wird mit Hilfe einer sogenannten makroseismischen Intensitätsskala bewertet. In vielen Ländern, einschließlich Österreich, wird eine 12-stufige Intensitätsskala verwendet, die Europäische Makroseismische Skala (EMS-98). Dabei handelt es sich um eine (leichte) Abwandlung der Mercalli-Skala (oder eigentlich Mercalli-Sieberg-Skala). Hier kann man also relativ leicht Verwirrung schaffen (und das passiert auch häufig). Die wichtigsten Intensitätsmerkmale der 12-stufigen makroseismischen Skala sind: INicht fühlbar: (Wird nur von Erdbebeninstrumenten registriert). IIKaum bemerkbar: Wird nur vereinzelt von ruhenden Personen wahrgenommen. IIISchwach fühlbar: Wird von wenigen Personen in Gebäuden wahrgenommen. Ruhende Personen fühlen ein leichtes Schwingen oder Erschüttern. IVDeutlich fühlbar: Wird im Freien vereinzelt, in Gebäuden von vielen Personen wahrgenommen. Einige Schlafende erwachen. Geschirr und Fenster klirren, Türen klappern. VStark fühlbar: Wird im Freien von wenigen, in Gebäuden von den meisten Personen wahrgenommen.Viele Schlafende erwachen. Wenige werden verängstigt. Gebäude werden insgesamt erschüttert. Hängende Gegenstände pendeln stark, kleine Objekte werden verschoben. Türen und Fenster schlagen auf und zu. VILeichte Gebäudeschäden: Viele Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Einige Gegenstände fallen um. An vielen Häusern, vornehmlich in schlechterem Zustand, entstehen leichte Schäden, wie feine Mauerrisse und das Abfallen von kleinen Verputzteilen. VIIGebäudeschäden: Die meisten Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Möbel werden verschoben. Gegenstände fallen in großen Mengen aus den Regalen. An vielen Häusern solider Bauart treten mäßige Schäden auf (kleine Mauerrisse, Abfall von Putz, herabfallen von Schornsteinteilen). Vornehmlich Gebäude in schlechtem Zustand zeigen größere Mauerrisse und Einsturz von Zwischenwänden. VIIISchwere Gebäudeschäden: Viele Personen verlieren das Gleichgewicht. An vielen Gebäuden einfacher Bausubstanz treten schwere Schäden auf; d.h. Giebelteile und Dachgesimse stürzen ein. Einige Gebäude sehr einfacher Bauart stürzen ein. IXZerstörend: Allgemeine Panik unter den Betroffenen. Sogar gut gebaute gewöhnliche Bauten zeigen sehr schwere Schäden und teilweisen Einsturz tragender Bauteile. Viele schwächere Bauten stürzen ein. XUmfangreiche Zerstörungen: Viele gut gebaute Häuser werden zerstört oder erleiden schwere Beschädigungen. XIVerwüstend: Die meisten Bauwerke, selbst einige mit gutem, erdbebengerechtem Konstruktions- entwurf und - ausführung, werden zerstört. XIIVollständig verwüstend: Nahezu alle Konstruktionen werden zerstört.

8 Seismologie (7) EF Geophysik 53 Die Richter-Skala 1935 entwickelte Charles Francis Richter ein Verfahren, die Stärke von Erdbeben zu bewerten. Er verglich dafür die Ausschläge von Seismographen, indem er sie auf eine Standardentfernung von 100 km vom Erdbebenherd umrechnete. Je größer der Aus- schlag, desto stärker das Beben. Die bis dahin übliche Mercalli-Skala (Blatt 54) teilte Erdbeben in zwölf Stufen ein, von unmerklichen, nur seismographisch registrierten Erdbeben, bis zu verheerenden Katastrophen. Aus der Zerstörungskraft lässt sich die Stärke eines Bebens jedoch nur grob abschätzen. Denn diese hängt auch von der Besiedlungsdichte, dem Baugrund und der Bauweise der Häuser ab. Für menschenleere Gebiete und die Ozeane lassen sich nach Mercalli überhaupt keine Angaben machen. Die Richter-Skala ist logarithmisch gegliedert: Jede Stufe entspricht einem zehnmal stärkeren Ausschlag. Noch stärker steigt die bei einem Beben freigesetzte Energie. Von einer Zahl zur nächsten entlädt sich 31.6 mal mehr Energie. Die Skala hat keine festgelegte Obergrenze, sie ist nach oben offen - allerdings nur theoretisch. Ein Beben mit Richter-Magnitude 9 oder mehr ist noch nie registriert worden. Gesteine zerbrechen, bevor sich derartig gewaltige Energien aufstauen können. Eine Magnitude von 2 oder weniger wird als Mikroerdbeben bezeichnet, da es von Menschen nicht wahrgenommen werden kann und nur von lokalen Seismographen erfasst wird. Beben mit einer Magnitude von etwa 4.5 und höher sind stark genug, um von Seismographen auf der ganzen Welt erfasst zu werden. Ein Beben mit Magnitude über 5 wird als mäßigangesehen. Der Nullpunkt der Richter-Skala ist willkürlich festgelegt. Es gibt daher auch Erdbeben mit einer negativen Magnitude. Die ursprüngliche Definition war übrigens so: Wenn ein Seismograph des Typs Wood- Anderson in 100 km Entfernung vom Epizentrum ein Beben mit einer Amplitude von 1 cm aufzeichnet, dann hat das Beben die Magnitude M = 4. Wenn man jetzt gerade keinen Wood-Anderson Seismographen zur Hand hat, wird die Sache natürlich schwierig. Bei einem Beben mit M = 6 wäre die Amplitude in 100 km Entfernung vom Epizentrum schon 1 m.

9 Seismologie (8) EF Geophysik 54 Die Richter-Skala Die Bodenbewegung bei einem Erdbeben fällt in 40 km Abstand bereits auf etwa 1/10 des Wertes im Epizentrum ab (und damit auch der Ausschlag des Seismometers, A). Bei der Ermittlung der Magnitude eines Erdbebens muss daher die Herdentfernung berücksichtigt werden. Diese kann aber durch den Laufzeitunterschied zwischen P- und S-Wellen ( t) leicht ermittelt werden. Für südkalifornische Beben fand Richter den Zusammenhang für die maximale Amplitude der S-Wellen: Vorsicht, hier gibt es fast beliebig viele Varianten (u.A. für Rayleigh-Wellen). In einem Nomogramm kann die Magnitude graphisch ermittelt werden:

10 Seismologie (9) EF Geophysik 55 Der Magnituden-Zoo Die von Richter aufgestellte Magnitudenbestimmung wird auch heute noch unter der Bezeichnung lokale Magnitude (Abkürzung M L ) verwendet (lokal, da sie für Herdentfernungen bis 600 km gut funktioniert). Für Rayleigh-Wellen mit Perioden von 18 bis 22 Sekunden gibt es die Beziehung (M s mit s für surface): Dabei ist A die maximale Amplitude der Rayleigh-Wellen in Mikrometer, ist die Herdentfernung in Grad, T ist die Periode der maximalen Schwingung in Sekunden. Diese Beziehung eignet sich vor allem für Beben mit geringen Herdtiefen. Beno Gutenberg entwickelte 1945 die Body Wave Magnitude M B für P-Wellen mit einer Periode von ~1 Sekunde. Dabei ist A die maximale Amplitude der P-Wellen in Mikrometer, T ist wieder die Periode der maximalen Schwingung in Sekunden, Q ist ein Korrekturfaktor, der von der Herdentfernung (in Grad) und der Herdtiefe h (in km) abhängt. Diese Beziehung eignet sich besonders für Beben mit großen Herdtiefen. Mit Richter-Skala ist meistens M S gemeint. M B und M S wurden ursprünglich so entwickelt, dass sie äquivalent sind. Für nicht allzu starke Beben sind sie das auch. Beide Magnituden unterschätzen aber die Wirkung von sehr starken Beben. Alle diese Definitionen haben aber wenigstens eines gemeinsam: Den Zusammenhang zwischen Magnitude und 10er Logarithmus der Amplitude.

11 Seismologie (10) EF Geophysik 56 Seit geraumer Zeit wird daher meist die Momentenmagnitude (Abkürzung M W ) angegeben (aber von den Medien hartnäckig ignoriert). Die Bestimmungsgrößen beruhen auf physikalischen Parametern im Erdbebenherd. Das seismische Moment M 0 ist das Produkt der Herdparameter F (Bruchfläche), D (Bruchversatz) und G (Schubmodul): Die Momentenmagnitude ist dann: Für Magnituden bis 7.5 stimmen M s und M W sehr gut überein, dann sind die M W Werte zunehmend größer. Das schwerste bisher beobachtete Beben (1960 in Chile) hatte die Magnituden M s = 8.6 und M W = 9.5. Bei dem Karfreitagsbeben in Alaska (1964) waren es M s = 8.3 und M W = 9.2. Wenn man die Erdkruste einmal spaltet, entspricht das übrigens ungefähr M W = 12. Die verschiedenen Magnituden werden meist beliebig vermischt. Faustregel: wenn der Wert größer als 9 ist, kann es nicht M s sein, auch wenn Richter-Skala dabei steht. Magnitude und seismische Energie Wichtig ist in jedem Fall, dass es einen (empirischen) Zusammenhang zwischen Magnitude und freigesetzter Energie (in Joule) gibt. Die klassische Beziehung nach Richter und Gutenberg (1956) ist: Vorsicht: Oft wird in diesem Zusammenhang für die Energie noch die alte Einheit erg verwendet! 1 Joule = 10 7 erg.


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